v

И.В.ЛУЧИUКИИ Избранные

труды ,

ТЕКТОНИКА И ВУЛКАНИЗМ

ВОПРОСЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЙ

ТЕКТОНИКИ Ответственныll редактор академик А.л. ЯНIIIИН

МОСКВА "НАУКА"

1 989

УДК 551.242+551.21

Тектоника и вулканизм, вопросы экспериментальной тектоники: Избранные труды / И.В. лучицкий. - М.: Наука, 1989. - 203 с. - ISBN 5,{)2,{)03306-5

в книге и.в. Лучицкого рассм отрены общетеореrические вопросы тектоники и вулканиз­ма; вопросы системаmки изверженных горных пород, геологии некоторых полезных иско­паемых вулканического происхождения. Особый интерес представляют работы по деформа­ции пород различного состава в условиях высоких температур и давлений, а также по м оде­лированию полей напряжений в разнотипных геОIIогических структурах.

Составители :

А.И. Лучuцкuй, Н,А. Малышкина, л.м. Столярова, В.н. lJlилов

Рецензенты:

lг.м�.'7И'. "Г'р-аu"'"' з-ер-'I,А .В. КО роновскu й

Редактор' А,А. Фролова

In this book I.V. Luchitsky had Ьееп given consideration to the theoretical problems of tectonics, volcanism classification of ingneous rocks and some ore of уоlсаniс origin. The articles devoted to problems of the deformations of rocks of different composition in the conditions of high tempera­tures and pressures; and mode1ling of the fields of strains in different geological structures are the most iпtеrеsting iЛ this уоlиmе.

Compi1ers : А.! Luchitsky, N.A. Malyshkina, L.м. Stolyarova, v'N. Shi10v

1804030000-288 Л 30�9,ки.2

055 (02)-89

ISBN 5,{)2,{)03306-5

Reviewers: Iг.М'.lr. ";'C'ro ...... is--er'I,А. V, Koronovsky

Editor: А.А. Frolova

© Издательство "Наука", 1989

ПРЕДИСЛОВИЕ

Настоящее издание представляет собой избранные труды члена-корреспондента АН СССР Игоря Владимировича Лучицкого. В нем рассмотрены общетеоретические вопросы вулканизма, тектоники, систематики изверженных горных пород и геологии некото­рых полезных ископаемых вулканического происхождения. Особый интерес в ней пред­ставляют работы по деформации пород различного состава в условиях высоких темпе­ратур и давлений, а также по моделированию полей напряжений! разнотипных геоло­гических структурах.

Вопросами вулканизма И.В. Лучицкий начал интересоваться еще в конце 30-х годов и продолжал разрабатьmать их в течение всей своей жизни. Первые работы его в этом направлении бьmи связаны с изучением Забайкалья. В этих работах систематизированы данные по вулканизму этой обширной территории и сопоставлены с материалами по общему развитию магматизма в регионе. -В них конкретное выражение получил такой подход к изучению вулканизма ПРОIIDIЫХ ЭПQХ, который позже привел к появлению раз­работанного И.В. Лучицким нового н�учного направления в системе геологических зна­ний - палеовулканологии.

Позже И.В. Лучицкий приступил к изучению вулканизма Минусинского межгорно­го прогиба, а также Алтае-Саянской области. В работах по этим регионам, частично представленных в этой книге, рассмотрены важнейшие вопросы изучения древних вулканических областей: определение границ последних, хронологии изверже­ний, миграция площадей активного вулканизма, некоторые проблемы глобальной тек­тоники. Очень интересна статья "Общие черты размещения неоген-четвертичных вулка­нитов в Центральной Азии". В ней И.В. Лучицкий оценил типичные черты размещения молодых вулканитов, что позволило выявить в определенных аспектах причинную связь последних с глубинными процессами, обусловившими формирование современно­го рельефа этой области. Игорь Владимирович допускал возможность прямой связи меж­ду аномальной верхней мантией и образованием сводовыJ,<. и иных поднятий Центральной Азии, сопровождаемых неоген-четвертичными вулканитами.

И.В. Лучицкого интересовали и вопросы вулканизма на дне океанов. Одна из его последних статей (она представлена в книге) посвящена кислым магматическим поро­дам срединно-океанических поднятий. В ней И.В. Лучицкий отмечал существенную роль кислых пород В'строении ряда островов и дна океана. Им бьmо показано, что эти поро­ды встречаются не только в окраинных зонах океанов и на срединных поднятиях, но и на таких сравнительно крупных площадях внутри океанов, которые не обнаруживают прямой связи со срединными поднятиями.

В своих исследованиях И.В. Лучицкий обращал особое внимание на вопросы систе­матики вулканогенных пород. Им бьm дан обзор существующих систематик этих пород, в частности указано на недостаточно строгую разработку классификаций вулканогенных обломочных пород. В трудах И.В. Лучицкого приведены необходимые данные, которые позволяют определить новые пути в исследовании вопросов систематики вулканогенных пород и выбора наилучших классификационных построений. В данной книге статья "0 значении щелочного модуля для систематики изверженных пород" посвящена имен­но этой проблеме.

Одним из главных методов, на который можно опираться при разработке проблем эволюции геологических процессов, И.В. Лучицкий считал формационный анализ. Из ра­

З

бот этого профиля в книге представлена статья "Типы формаций щелочных пород Си­бири".

Собственно вопросам тектоники в книге посвящены две статьи, но особый интерес в исследованиях И.В. Лучицкого представляют работы, в которых разбирается пробле­ма связи тектоники и вулканизма. Одна из таких работ также помещена в этой книге. Вулканизм настолько связан с процессами формирования геологических структур, с геологической историей земной коры, считал И.В. Лучицкий, что изолированное рас­смотрение его невозможно. В хронологических отношениях между магматическими и тектоническими процессами, указывал И.В. Лучицкий, вскрываются их взаимосвязь и выясняются общие закономерности не только этих процессов, но и сопровождаюшего их оруденения.

Исследования И.В. Лучицкого бьmи направлены и на решение сугубо практических задач, в частности на расширение перспектив развития алюминиевой промышленности Сибири. В одной из его статей, помещенной в книге, обоснована генетическая связь не­фелинового сырья с девонским вулканизмом юга Красноярского края, выделены ти­пы нефелиновых руд, пригодных для использования в алюминиевой' промышленности.

Большую часть книги занимают работы экспериментального направления. И.В. Лу­чицким, наряду с традиционными методами по деформации горных пород при высо­ких термодинамических параметрах, развивались и другие направления тектонического моделирования. Совместно с П.М. Бондаренко ему удалось изучить кольцевые струк­туры и уточнить ранее существовавшие расчеты по ним. Особый интерес представляют работы И.В. Лучицкого по созданию модели Байкальского свода и его рифтовой систе­мы, а также их аналогов. Эти экспериментальные исследования важны для понимания происхождения уникального Байкальского рифтового желоба, а также истолкования природы Телецкого озера и некоторых других структур.

При подrотовке рукописи к печати и редактировании бьm составлен ряд примечаниЙ. Они связаны с некоторыми сокращениями встречаюЩихся в ряде мест повторов, обус­ловленных тем, что в данном издании собраны воедино работы И.В. Лучицкого по сход­ным темам, опубликованным в разное время и в разных научных изданиях. В соответст­вующих местах составители сочли возможным отослать читателя к статьям по аналогич­ной тематике, помещенным в настоящей книге.

НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ЧЕРТЫ МЕЗОЗОЙСКОГО ВУЛКАНИЗМА

НА ЮГО-ВОСТОКЕ СИБИРИ·

Юго-восточная часть Сибири, включающая Сибирскую платформу с Алданской ппи­той и область мезозойской складчатости Забайкалья и верховий Амура, характеризу­ется щироким про явлением мезозойского вулканизма. Разнообразные интрузии и вулканические извержения мезозойского возраста хорошо известны прежде всего в Забайкалье и верховьях Амура, где они описаны многими исследователями, в том числе и автором настоящей статьи. Общими чертами интрузий этого возраста являются чрезвычайно резко выраженный кислый состав, обилие сопровождающих пневмато­литовых образований и гипабиссальный в ряде случаев характер самих интрузий (Лу­чицкий , 1950). В петрохимическом отношении они отличаются в большинстве случаев пересыщенностью глиноземом и преобладанием натрия в составе щелочей.

Продукты вулканических извержений представлены главным образом порфирито­выми лавами, участвующими преимущественно в строении верхней части разреза юр­ских отложений. Для рассматриваемой территории, представляющей собой типичную зону развития мезозойских складчатых структур, вопрос о возрасте интрузий решается однозначно благодаря обилию материалов, указывающих на активные контакты интру­зий с вмещCj.ЮЩИМИ их юрскими отложениями, содержащими соответствующие палеон­тологичеСl<1ие остатки. В составе интрузий отмечается некоторая изменчивость, ус­танавливаемая в региональном плане по преобладанию относительно более кислых разностей на юго-западе, в области Забайкалья, и менее кислых - на северо-востоке, в области верховий Амура.

Прослеживая распространение мезозойских проявлений вулканизма на север от области собственно мезозойской складчатости, мы входим в пределы следующей струк­турной зоны, которая на тектонической схеме Сибирской платформы Н.С. Шатским (1932а) впервые была выделена под названием области развития байкальской склад­чатости. Под таким же названием она фигурирует и на новейшей тектонической карте СССР, изданной в ]951 г. под редакцией Н.С. Шатского.

Вследствие того что юрские отложения в пределах этой зоны развиты весьма незначи­тельно, прямые доказательства наличия мезозойских интрузий здесь отсутствуют. Тем не менее не вызывает серьезных сомнений вопрос о том, что в мезозое вунканические извержения и здесь были развиты достаточно широко и что состав их мало отличался от типичного ДЛЯ области мезозойской складчатости.

Косвенные данные для определения характера развитых здесь интрузивных образо­ваний мезозойского возраста свидетепьствуют, как это, в частности, видно из работ А.А. Арсеньева и Е.А. Нечаевой (195]; Арсеньев, 1946), об их щелочном составе. На это указывает и присутствие грорудитов, впервые описанных еще АЛ. Карпинским, сельвсбергитов и других близких к ним гипабиссальных пород, мезозойский возраст которых определяется по соотношению с вулканогенными породами мезозоя. Послед­ние пере сечены дайками названных щелочных пород.

Совершенно отчетливо щелочной состав и мезозойский возраст интрузий установ­лены работами Ю.А. Билибина (194]) для более северной тектонической области -Алданской плиты. Здесь, как известно, развиты разнообразные псевдолейцитовые породы, нефелиновые сиениты и другие щелочные породы мезозоя.

• Вопросы геопогии Азии. М .: Изд-во АН СССР, 1954. С. 708-712. 5

Этот краткий и весьма общий обзор распределения мезозойских интрузий на терри­тории Юго-Восточной Сибири отчетливо показьmает закономерную смену их состава при прослеживании с юга на север, в соответствии с переходом от одной тектонической зоны к другой. Совершенно ясно вырисовьmается картина все более и более резко выраженного щелочного характера мезозойского вулканизма при переходе от более юных складчатых сооружений к древним. Эти изменения осуществляются при сохране­нии единства возраста всех рассматриваемых магматических образований.

Изложенное позволяет сделать следующие наиболее существенные вьшоды. Во­первых, несомненен тот факт, что мезозойский вулканизм, проявившийся как поверх­ностными излияниями, так и интрузиямн, не локализовался в пределах собственно мезозойской области, но одновременно распространился и на примыкающие к ней с се­вера более древние горные сооружения, и даже на Алданскую плиту, Т.е. на южную окраину Сибирской платформы. Во-вторых, устанавливается определенное законо­мерное изменение состава интрузий и увеличение их щелочности при переходе к древ­ним горным сооружениям.

Первый вывод подтверждает вьщвинутую В.А. Обручевым идею подвижности древ­них структурных элементов юго-востока Азии в связи с новейшимн, в данном случае мезозойскими, тектоническими движениями.

Второй вывод совпадает с некоторыми общими данными, полученными автором при исследовании процесса развития вулканизма в Восточном Забайкалье (Лучицкий, 1950). Здесь довольно отчетливо наблюдается тенденция к увеличению щелочности продуктов вулканизма с течением времени, с переходом от более древних эпох к юным. Таким образом, если в рассматриваемом случае существует закономерное изменение состава интруэий в пространстве, то для Восточного Забайкалья, при всем многообразии развитых в нем продуктов вулканизма, та же тенденция устанавливается во времени. Такое совпадение представляет интерес по следующим причннам. Увеличение щелоч­ности интрузий в пространстве наблюдается при переходе от юных сооружений к древ­ним, во времени же - при переходе от более ранних эпох к последУющим. Следователь­но, и в пространстве и во времени имеет место увеличение щелочности интрузий при пе­реходе от структур, сформировавшихся на геосинклинальном этапе развития, к струк­турам, образовавшимся в постгеосинклинальный период.

Возвращаясь к выводу, касающемуся распространения мезозойских иитрузий за пределами складчатой области соответствующего возраста, естественно поставить следующий вопрос. Если мезозойский вулканизм затронул не только складчатую область, но и прилегающие к ней древние горные сооружения и распространился на Алданскую плиту, то как он проявился и проявился ли вообще в той части террито­рии Сибирской платфомы, которая перекрыта чехлом осадочных пород палеозоя?- От­вет на этот вопрос может быть дан только в положительной форме. Обширное поле развития траппов на Сибирской платформе вряд ли образовалось независимо, в пол­ном отрыве от тех процессов, которые в столь активной форме затронули, в частности, даже Алданскую плиту.

Подтверждение тому, что процесс образования траппов Сибирской платформы стоит в тесной связи с мез'ОЗОЙСКИМ вулканизмом, мЬжно видеть хотя бы в распрост­ранении среди трапповых интрузий таких, которые, как это отмечает В.С. Соболев (1936), имеют нижнеюрский возраст. Опираясь на данные о таком возрасте трапповых инт­рузий, можно считать несомненным, что Сибирская платформа в части, перекрьпой чехлом осадочных пород, также была охвачена мезозойским вулканизмом. Это, ко­нечно, не может свидетельствовать о мезозойском возрасте всех трапповых интрузий, но показывает тем не менее охват мезозойским вулканизмом огромной территории с разнородным геологическим строением и различными по возрасту структурами.

Рассматривая в таком плане общую картину развития процессов мезозойского вулканизма на юго-востоке Сибири, мы подходим к следующим главнейшим положе­ниям.

1. Развивающийся в течение определенной геологической эпохи вулканизм не лока-

6

лизуется в пределах складчатой области соответствующего возраста, а широко распрост­раняется за ее пределы. Это относится не только к излияниям, но В равной степени и к интрузиям.

2. Разновозрастные зле менты тектонической структуры характеризуются различным составом продуктов вулканизма. В рамках данной эпохи в относительно более древних складчатых сооружениях развиваются преимущественно щелочные интрузии, а в складчатых областях соответствующего данной эпохе возраста - главным образом кислые. К области платформы приурочены интрузии основных пород.

3. Отсутствует строгая приуроченность гранитных интрузий в складчатой области соответствующего возраста.

Если для данной определенной геологической зпохи устанавливаются некоторые общие закономерности в распределении продуктов в улканизма в зависимости от того , к каким CTPYKтypHblM элементам они приурочены, то вместе с тем выясняются еще и некоторые особенности вулканизма, тесно связанные с общей историей развития каж­дого из этих крупных злементов .

В самом деле, область Сибирской платформы характеризуется едва ли не исключи­тельным проявпением трапповых интрузий основного состава в течение всей истории ее развития после образования осадочного чехла. Только по южной окраине платформы, на Алданской плите, наблюдается резкое отклонение в составе интрузий, определенно установившееся в мезозойское время.

Обширная область байкапьской складчатости не только в мезозое , но и в относитель­но более ранние зпохи характеризовалась развитием наряду с кислыми интрузиями также щелочных. В пределах этой области известны, по данным А.А. Арсеньева (1 946; Арсеньев , Нечаева, 195 1 ) , автора и других исследователей , крупные интрузии щелоч­ных эгирин�а рфведсонитовых гранитов , перекрытые излившимися породами , объединяе­мыми М.С. Нагибиной ( 1 950) в вулканогенную формацию, время образования которой охватывает верхний палеозой-мезозой. Таким образом, наряду с мезозойскими интру­зиями щелочных пород типа грорудитов и сёльвсбергитов здесь развиты более древние , палеозойские, родственные им интрузии щелочны�x гранитов.

В мезозойской складчатой области , при всем многообразии развитых здесь извержен­ных пород, во всех геологических эпохах почти полностью исчезают щелочные интрузии и господствующим типом становятся гранитные интрузии. Подчеркивая эту особенность мезозойской складчатой области, С.С. Смирнов указывал, что Восточное Забайкалье является классической страной именно гранитных интрузиЙ.

Следовательно, в истории развития каждой тектонической области устанавливаются некоторые свойственные ей и неповторимые в других областях специфические черты вулканизма. Общая эволюция состава продуктов вулканизма для ряда областей, выра­жающаяся более широкой ролью щелочных магм в позднейшие эпохи , происходит, сле­довательно, на фоне индивидуального развития каждой тектонической обпасти.

Сопоставим все изложенное с установившимися представлениями о петрографичес­ких провинциях, критически разобранными в работах Ф.Ю. Левинсона-Лессинга.

В свете изложенного можно сказать, что для данной конкретной геологической эпохи каждый крупный элемент геологической структуры представляет собой само­стоятельную петрографическую провинцию со свойственной ей определенной форма­цией или группой формаций. Говоря о формации, мы имеем в виду естественно обо­собляющуюся группу изверженных (в данном случае) горных пород, объединенных общностью происхождения, или, как это подчеркивает Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, такую геологическую группировку изверженных пород, которая представляет собой основу естественной классификации не только магм, но и горных пород как геологических единиц. В общем процессе развития вулканизма для крупных элементов геологической структуры представляется возможным установить типичные для них формации или се­рии формаций изверженных горных пород, и это обстоятельство, собственно, и дает основание для выделения петрографической провинции.

Заканчивая краткий обзор мезозойского вулканизма юго-востока Сибири, можно 7

сказать, что для правильного подхода к проблеме в ьщеления петрографических провин­ций необходимо точное знание геологической структуры рассматриваемой области и истории ее геологического развития. Петрографические провинции , характеризующиеся определенными формациями изложенным пород, естественно, обособляются вслед­ствие Toro, что каждая геотектоническая область обладает свеойственными ей осо­бенностями строения. Все эти особенности в той или иной J\:fepe отражаются как на составе продуктов вулканизма, так и на истории ero развития.

В некоторой связи с изложенными находится предлагаемое ниже краткое описание интересной породы из Зачикойской тайги, не обнаруженной в коренном залегании, но встреченной в россыпи на р. Харчевке. Она бьmа передана автору этой статьи В.М . Славиным еще в 1 947 r. и определена первоначально как пикритовый порфирит или пикрит.

Внешне она несколько напоминала обыкновенный базальт , но внимательный осмотр показал, что среди черной литоидной основной массы рассеяны в значительном ко­личестве только крупные кристаллы полупрозрачного зеленого оливина, дости­гающие 8-10 мм в длину. Никаких других вкраплений невооруженным глазом за­метить бьmо невозможно. Просмотр породы под микроскопом также показал, что вкрапленники представлены только оливином, образуюшим корродированные и ске­летные кристаллы, нередко с включениями мелких изо метрических зерен пироксена. Выяснилось далее , что основная масса породы состоит из мелких, резко удлиненных столбиков пироксена и прозрачного стекла, наблюдающихся в соотношении 1 : 1 . Соз­давалось полное впечатление , что мы имеем дело с пикритом или пикритовым пор­фиритом.

Породы TaKoro типа в Забайкалье неизвестны, вследствие чего представил о интерес произвести химический анализ имеющегося небольшого образца.

Приведенный в табл. 1 анализ породы, выполненный благодаря любезности ВЛ. Сте­панова в центральной химической лаборатории Института геологических наук �адемии наук СССР (аналитик Князева) , показал, что первоначальное определение породы неточно.

В самом деле , при отмеченном выше минералогическом составе , соответствующем пик!,иту, в породе оказалось 5 , 1 2% щелочей.

Пере счет химическ ого анализа породы на минералогический состав дал для нее сле­дующую модельную характеристику: 3401 35 'di 1 2пе 3 1 с 60r 1 0 (mt + il+ап) .

Таким образом, химический анализ установил, что стекло основной массы породы имеет щелочной состав , отвечающий содержанию молекул нефелина, ортоклаза и лей­цита примерно в соотношении 4:2 : 1 . Пересчет химического состава породы методом А.Н. Заварицкого показал, что по составу она близка к мелилито-нефелиновому ба­зальту (табл. 2) , но мннералогический состав и структура породы настолько 'своеоб­разны, что не оставляет сомнений принадлежность ее к уникальным представителям ще­лочной ветви ультраосновных пород, заслуживающим особого названия.

Более подробное исследование показало, что оптические свойства оливина, судя по 2У, близкому к 900, Ng-Np, равному 0,030, и отчетливо. выраженной дисперсии оптических биссектрис, соответствуют магнезиальным разновидностям.

Пироксен-авгит характеризуется бледно-зеленой окраской, связанной , по-видимому, с присутствием в ero составе эгириновой молекулы. Он обладает cNg ::: 46 и Ng-Np :::

::: 0 ,027; наблюдается сильная дисперсия. В некоторых участках породы в стекле основ­ной массы обнаруживается едва уловимое двупреломление , связанное, вероятно, с обра­зованием при ero раскристаллизации анальцима. В целом порода отличается удивитель­ной свежестью и слагающие ее минералы совершенно не затронуты вторичными из­менениями.

Интерес к этой породе в связи с некоторыми положениями, высказанными в первом разделе настоящей статьи, вызван следующими обстоятельствами. Прежде Bcero рас­сматриваемая порода, хотя и найдена в россыпи, оказывается приуроченной к опре­деленной тектонической области, выделяемой на упомина'вшейс я уже тектонической 8

Таблица 1. Сопоставлеиие химического состава щелочио-ультраосновной породы из россыпи на р. Харчевке и мелИЛИТQ-нефелинового базальта

Окислы

Si02 Тi02 А�Оз Fе2Оэ РеО МпО MgO

N" анализа

1 11

1 II 1 II Образец породы Мелилито-нефе- Окислы Образец породы Мелилито-нефели-с р. Харчевки ЛИJювый базальт с р_ Харчевки новый базальт

42,14 37,56 СаО 8,49 13,82 2,43 2,66 Na20 3,22 3,1 1 8,26 10,08 К2О 1 ,90 1 ,53 5 ,67 6,82 Н2О- 0,36 2,52 8,95 5,94 Н2 ()" 0,46 0,58 0,20 0,06 18 ,50 1 5 ,32

100,58 100,00

Таблица 2. Параметры химической характеристики по А.Н. Заварицкому

а

8,5 8,3

с

0,5 2,1

ь

47,6 48,1

43,4 4 1 ,5

f'

24,6 22,1

m

57,6 50,1

с'

17,8 27,8

п'

72,2 75,8

карте (IIIатский и др., 1 95 1 ) в качестве герцинского складчатого сооружения. Далее, несмотря на то что она является уникальной, в пределах даниой тектонической области она развита наряду с несомненно родственными ей типами, встречениыми автором в долине р. Чикой и имеющими состав анальцимовых базанитов. Наконец, следует отме­тить вероятный молодой, судя по исключительной ее свежести при наличии в основной массе стекла, меловой или третичный возраст породы. Для анальцимовых базанитов юный возраст подтверждается наличием даек соответствующего состава, секущих нижнемеловые отложения ДОЛИНI>I р. Чикой.

Сравнивая всю эту группу пород с образованиями аналогичного возраста, развитыми в пределах мезозойской складчатой области Восточного Забайкалья, где излияния ме­лового или третичного возраста имеют широкое распространение и где они неоднократ­но подвергались изучению, можно установить значительное различие в составе продук­тов вулканизма в обеих областях. В Восточном Забайкалье типичные щелочные базаль­тоиды� среди молодых излияний совершенно неизвестны.

Таким образом, факт нахождения описанной щелочной породы подтверждает изло­женное выше положение, что щелочные типы пород в рамках даниой эпохи имеют тен­денции к размещению в относительно более древних складчатых сооружениях. В рас­сматриваемом случае свойственные кайнозойскому этапу в улканизма, они оказьmаются нетипичными для мезозойской складчатой области и характерными для герцинскоЙ. Ес­тественно ожидать, что к северу от долины р. Чикой среди базальтовых полей, располо­женных в пределах отиосительно более древней Байкальской складчатой области, ока­жутся аналогичные или родственные описанным щелочные породы�' связанные с ба­зальтовыми или ультраосновными магмами.

/

ОТНОШЕНИЕ ВУЛКАНИЗМА К ТЕКТОНИКЕ ·

Материалы по характеристике девонской вулканогенной серии и постдевонского вулканизма, а также главнейшие сведения о тектонике девонских в падин включают наи­более СуШественные отпраJ;lные данные для обзора отношений вулканизма к тектонике на частном при мере Минусинского межгорного прогиба.

Такой обзор должен освещать вопросы пространственного размещения продуктов вулканической деятельности по отношению к вмещающим их структурам, с одной стороны, и вопросы связи между процессом развития вулканической деятельности и историей образования геологической структуры - с другой. Обе группы вопросов с давних пор привлекают внимание всех исследователей, затрагивающих коренные проблемы развития геологических процессов, поэтому соответствующая литература исюuочительно богата и разнообразна. Отметим, в частности, что старИнные концепции Геттона (см. Playfair, 1 802) и Л. Б уха (Buch, 1 825) , так же как и более поздние гипо­тезы Р. Швиннера (Schwinner, 1920) , О. Ампферера (Arnpferer, 1906) , А. Вегенера (1 924) , Д. Джоли ( 1929) , В.В. Белоусова (1 954) и многих других исследователей, не­избежно касаются отношений вулканизма к тектонике. При всей цеJiности многих мыс­лей и идей, высказываемых авторами разнообразных гипотез, приходится отметить исключительную противоречивость последиих.

Строгое изучение данной проблемы должно опираться не на гипотезы, а на прямые наблюдения за геологическими структурами и сопровождающими их телами извержен­ных пород. Едва ли не лytПlIИЙ пример . среди ранних образцов исследований такого рода дает работа Дж. Джильберта (Gi1bert, 1 877) , посвященная выяснению условий залегания и происхождения лакколитов. В ней отчетливо показано, что обычные геоло­гические методы, не связанные с применением так назьшаемой методики Клооса, могут быть весьма эффективными при изучении отношений в улканизма к тектонике.

В 20-х годах текущего столетия в исследовании рассматриваемой ·проблемы обосо­билось структурно-геологическое направление, в весьма интересной форме развитое Г. Клоосом и А.А. Полкановым. O�9 нашло разнообразные приложения в работах Б. Виллиса, Р. Болка, Н.А. Елисеева и других исследователей . Тогда же наметилась и другая линия исследований, направленная на изучение связей процессов вулканизма и тектоники во времени. Сейчас трудио восстановить те начальные пути, которые приве­ли в конечном итоге к весьма четко сформулированным уже в 20-х годах теКуШего столетия выводам Г. Штилле (Sti11e, 1924, 1940) о циклическом развитии процессов вулканизма и о связи вулканических циклов с определенными моментами общего развития геологической структуры геосинклинальных областей . Опираясь на иные основания, к сходиым выводам пришли Р. Дэли ( 1 936) , Г. Тиррель (Tyrrel1, 1955) , у нас в· СССР -·М.М. Тетяев ( 1934) , В.В . Белоусов ( 1954) и многие другие. Во всяком случае, в течение последиих трех десятилетий совершенно определенно сформировалось второе направление в области изучения отношений в улканизма к тектонике, позволяю­щее выделять его наряду со структурно-геологическим как совершенно самостоя­тельное.

Совершенно независимо от развития обоих направлений Ф.Ю. Левинсон-Лессинг ( 1937) , А.Н. Заварицкий ( 1924) и другие исследователи подчеркивали значение геоло­гических факторов для выяснения связей вулканизма с тектоникой. Геологический подход к проблеме вулканизма привел Ю.А. Кузнецова ( 1 956) , развивающего идеи Ф.Ю. Левинсона-Лессинга ( 1 888) и М.А. Усова ( 1945) , к разработке учения о фациях и формациях изверженных горных пород. Такой же подход определяет основные пути исследования автора в настоящей работе и в ранее представленных им трудах (Лучнц­кий, 1950) .

Особое место в истории развития взглядов на отношение вулканизма к тектонике

• Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межroРНОГО прогиба. М.: Изд-во АН СССР, 1 960. С. 239-253.

10

занимают разнообразные исследования А.А. Полканова (l955а,б и др.) , намечающие пути для объединения отмеченных выше двух направлений в области комплексного изучения проблемы. Однако главное значение в решении рассматриваемой проБJlемы имеет детальный анализ реальной геологической обстановки, в которой развивается вулканическая деятельность. История образования геологических структур, как это особенно хорошо показано Н.А. Штрейсом ( 195 1 ) на примере зеленокаменного синкли­нория Урала, в к онечном счете определяет основные черты развития процессов вул­канизма и их отношение к тектонике.

Мы привели эти краткие литературные ссьmки для того, чтобы оттенить разнооб­разие исторически сложившихся взглядов на проблему отношений вулканизма к тек­тонике и подчеркнуть необходимость анализа зтих отношений не только в пространст­ве, но и во времени, исходя из конкретных материалов по геологии Минусинского межгорного прогиба и по истории развития обрамляющих его структур.

ПРОСТРАНСТВЕННЫЕ СВЯЗИ ВУЛКАНИЗМА С ТЕКТОНИКОЙ

Закономерности размещения очагов вулканической деятельности в девонское и постдевонское (точнее, в посткаменноугольное) в ремя в Минусинском межгорном прогибе далеко не однозначны и требуют раздельного рассмотрения .

Д л я Д е в о н с к и х в у л к а н о г е н н ы х о б р а з о в а н и й могут бьпь отме­чены три рода отношений их к вмещающим структурам. Во-первых, наблюдается тесная связь между флексурообразными изгибами слоев и размещением очагов вулканической деятельности. Во-вторых, весьма отчетливо вырисовьmается сосредоточение вулка­нических очагов на пологих антиклинальных сводах. Наконец, в-третьих, устанавлива­ются весьма сложные отношения между вулканическими очагами и геологической структурой, определяющие широкое распространенение таких очагов на значительной площади.

Первого рода связи вулканизма с тектоникой ясно про слеживаются в обрамлении Минусцнской в падины. Здесь могут бьпь установлены две типичные черты размещения вулканогенных образований. С одной стороны, они сосредоточиваются на периферии Минусинской в падины; это выявляется путем сопоставления стратиграфических разре­зов девонской вулканогенной серии. С другой стороны, распространение вулканоген­ных образований, как покаэывает изучение тектоники впадины, подчинено развитию ограничивающих ее флексурообразных изгибов и сопровождающих последние разломов.

Б олее внимательное рассмотрение такого рода связей вулканизма с тектоникой при­водит к выводу о приуроченности вулканических очагов к линейно вьпянутым зонам, следующим вдоль границ, отделяющих впадину от смежных с ней поднятий. Последние уже в девонское время развивались с:ущественно иначе, чем Минусинская впадина, что вызвало резкое сокращение мощностей девонских отложений на поднятиях. На этом основании для Минусинской впадины можно говорить о размещении вулканических очагов в девонское время вдоль зон, отделяющих относительно быстро погружающую­ся впадину от отстающих в этом общем движении поднятий. Развитие вулканических очагов вдоль таких зон указывает на проникновение связанной с ними системы разло­мов в глубь земной оболочки и, следовательно, позволяет считать, что обрамление Минусинской впадины представлено системой разломов, проникающих в глубокие зоны земной к оры. Иными словами, расположение вулканических очагов вдоль огра­ничивающих в падину флексурообразных изгибов и сопровождающих последние раз­ломов подчеркивает связь вулканизма с глубинными разломами, определяющими очер­тания Минусинской впадины. Следует, однако, отметить, что конфигурация обрамления впадин в общем настолько сложна, что в данном случае приходится говорить об особом типе глубинных разломов , существенно отличающихся по морфологии от тех линейно вытянутых и прослеживающихся' на огромные расстояния глубинных разломов, кото­рые А.В. Пейве ( 1945) , Н.А. Штрейс ( 1 95 1 ) и другие исследователи указьmают для геосииклинальных областей.

1 1

fDэ,turj 3 ��5 �7 1 D1tD'� 19 l�olll [:':',�:<'\12 �4 �6 �Щk9k1 8 .2- • • В10 012

6 о в 12"11 I I I I

Рис. 1. Схема геолоrnческого строения Б азырского свода 1 - юрские отложения; 2 - нижнекаменноугольиые отложения; 3 - красноцветные породы

туранской серии; 4 - тубинская свита; 5 - кохайская свита ; 6 - ойдановская свита; 7 - и звестня­ки и мергели бейской серии ; 8 - красноцветные породы кокоревской свиты; 9 - ИЗЛИВlШlеся В частично красноцветные породы девонской вулканогенной серии; 10 - породы нижнепалеозой­ского СКЛадЧатого фундамента; 11 - щелочные породы (горячиты, береIШlТЫ) ; 12 - разломы

Второго рода связям вулканизма с геологической структурой соответствует разме­щение вулканических очагов на пологих антиклинальных вздутиях или сводах. Наибо­лее типичен в этом отношении пример Базырского свода_ Весьма обширное пологое антиклинальное поднятие , представляющее зтот свод, имеет общее северо-восточное простирание и погружается на северо-восток, где его осложняет lIIарыповский грабен. В наиболее поднятой части свода , которая сложена породами девонской вулканогенной серии, расположены многочисленные интрузивные тела берешитов и шток горячитов . Тела берешитов размещаются закономерно, как бы оконтуривания периферическую зону относительно поднятой части свода , и только горячиты (глубинные аналоги бе­решитов) , образующие довольно значительных размеров почти строго вертикальный шток, располагаются ближе к середине свода (рис. 1 ) .

Пространственные связи между очагами глубинной вулканической деятельности и структурной обстановкой на примере Базырского свода выявляются достаточно определенно потому, что породы, образующие интрузивные тела (6ерешиты и горячи­ты) , весьма типичные по петрографическим особенностям и имеющие практическую ценность, неоднократно служили предметом специального изучения. Таким образом, закономерная приуроченность интрузивных тел 6ерешитов и горячитов к пологому 12

Базырскому своду не вызьmает сомнений. В частном случае наличие группы береuшто­вых тел, образующих систему пластовых залежей и отчасти даек в районе р. Андрюш­кина Речка, может бьпь отмечено вдоль меридионального флексурообразного изгиба. Размещение береuштовых тел подчинено, следовательно, не только общей структуре свода, но и осложняющим его структурам второго порядка:

Применительно к рассмотренному примеру Базырского свода трудно говорить о связи вулканических очагов с глубинными разломами, так как отсутствуют ясные линейные элементы в общей конфигурации свода. Тем не менее длительное развитие геологической структуры девонских впадин Минусинского межгорного прогиба позво­ляет думать, что краевые зоны такого типа крупных структур, как Базырский свод, ограничены не вскрьпыми на поверхности глубинными разломами. Наряду с ЭТИм крупные разломы - Ашпанский и Базырский, рассекающие свод, может быть, представ­ляют собой структуры древнего заложения. В таком случае их можно, с известными оговорками, рассматривать как глубинные разломы, которые в прошлом могли быть использованы магмой для перемещения из глубоких зон в верхний структурный ярус. Для рассмотренной нами серии пород, располагающихся в Базырском своде, структу­ua последнего имела, по-видимому, еще и генетическое значение, так как она способ­ствовала накоплению обогашенных щелочами дифференциатов базальтовой магмы в апикальной части свода .

Распределение вулканических очагов в Чулымо-Енисейской впадине тем не менее подчинено определенным закономерностям. Они, несомненно, как и в Минусинской впадине, возникали вдоль обрамляющих впадину флексурообразных изгибов. Это подтверждается известными сейчас фактами, указывающими, что на поднятиях, огра­ничивающих впадину, вулканическая деятельность во многих случаях вообще не раз­вивалась. В зтом отношении уместно, например, отметить, что подчиненные девонской вулканогенной серии пачки красноцветных пород нередко содержат весьма обильный кластический материал, возникuшй вследствие размьmа древнего складчатого фунда­мента, представленного разнообразными гранитоидами, известняками и метаморфи­ческими породами. Такие соотношения наблюдаются в обрамлении Чулымо-Енисейской впадины, в 'частности на Саралинском и БелльП<ском поднятиях, а также в северо­западной части Батеневского поднятия. Следовательно, вулканогенные образования, развитые в периферической части ограниченной флексурообразными изгибами Чу­лымо-Енисейской впадины, формировались не за счет потоков, стекавших с поднятий, а в результате проникновения магматических расплавов по системе трещин, развивав­шихся на окраинах впадины .

Вулканические очаги возникали также в связи 'с образованием внутри Чулымо­Енисейской впадины пологих сводов, Такой тип размещения вулканических очагов в общем довольно отчетливо вырисовывается для Копьевского антиклинального под­нятия. Трансгрессивное налегание живетских слоев на копьевскую вулканогенную серию девона позволяет установить здесь доживетскую структуру весьма пологого свода, в котором сосредоточены интрузивные тела ппагиопорфиров, а также дайки и пластовые залежи базальтов, лабрадоровых и диабазовых порфиритов. Близ апикаль­ной части свода располагаются штоки: тешенитовый - Теляшкина улуса и плагиопор­фировый - горы Вознесенской. Последний, как уже указьmалось, вполне вероятно, заполняет горловину вулкана центрального типа.

Таким образом, общие закономерности пространственного размещения вулкани­ческих очагов в зависимости от геологической структуры для девонского периода определяются следующими главнейшими положениями. Во-первых, вулканические очаги сосредоточиваются главным образом вдоль ограничивающих впадины фексу­рообразных изrnбов и на антиклинальных поднятиях, имеющих характер пологих сводов. Во-вторых, эти очаги либо располагаются, подчиняясь более или менее ясно выраженным линейным направлениям, либо распространяются на значительных площадях.

Для случаев линейного размещения вулканических очагов вдоль краевых зон впадин

13

можно устанавливать связи этих очагов с глубинными разломами, что можно видеть на примере Минусинской впадины. Применительно к широкому распространению таких очагов на значительной площади в северных впадинах уместно говорить, как это предлагает Н.А. Штрейс ( 195 1 ) , о зонах проницаемости. Северные впадины Мину­синского межгорного прогиба представляют едва ли не сплошиые проницаемые зоны, возникновение которых можно объяснить, по-видимому, предположением об интен­сивном раздроблении залегающего в их основании древнего складчатого фундамента.

Основные черты размещения девонских вулканических очагов в пределах Мину­синского прогиба могут бьпь дополнены еще некоторыми общими указаниями. Воз­никший в обрамлении крупных антиклинориев - Кузнецкого Алатау, Западного и Восточиого Саянов - Минусинский межгорный прогиб в девоне интенсивно погружался, непрерьmно усложняя внутреннее строение, тогда как ограничивающие его струк­турные элементы сохраняли устойчивую тенденцию к относительному поднятию. Вдоль пограничиой зоны, разделяющей эти разнородные структурные элементы - прогиб с одной стороны и антиклинорий с другой, естественно возникали разломы, уходящие далеко в глубокие зоны земной оболочки и вьmодившие на поверхность магматиче­ские расплавы. Эти глубинные разломы, весьма близкие по особенностям строения к тем, которые указьmают А.В. Пейве ( 1945 ) , Н.А. Штрейс ( 195 1 ) и другие исследо­ватели, особенно хорошо могут бьпь прослежены в южном и западном обрамлении Минусинского межгорного прогиба.

Южный глубинный разлом (Западно-Саянский) в осадочном чехле прослежнвается в виде надвига, сменяющегося по про стиранию ре�кими флексурообразными изгибами. Этот разлом сопровождает северные склоны Западного Саяна. Разлом впервые описан как крупный надвиг И.к. Баженовым ( 1930) и отнесен к категории глубинных В.А. Кузнецовым ( 1954) . Следуя на огромном протяжении в ВОСТОЧНО-<:еверо-восточ­ном направлении вдоль южной окраины Минусинского прогиба, этот разлом хорошо сохраняет линейные черты и относится к категории наиболее крупных структурных элементов юга Красноярского края, имеющих, вероятно, весьма древнее, во всяком случае додевонское, заложение.

Западный глубинный разлом отделяет центральную, осевую часть Кузнецкого Алатау от его восточного склона. Так же как и южный, этот разлом лииейно вытянут и про­слеживается в виде сложной системы тектонических нарушений на большие расстоя­ния, измеряемые несколькими сотнями километров. Его сопровождают вулканические очаги, в связи с которьiМИ возникали накопления вулканогенных образований в Балык­синском и Саралинском грабенах. История образования этого глубинного разлома еще не расшифрована, но уже сейчас можно предполагать, что он принципиально не отличается от Западно-Саянского.

Восточное обрамление Минусинского межгорного прогиба менее ясно очерчено, так как изученность этой территории еще недостаточна. Тем не менее можно предпола­гать существование крупного глубинного разлома и на востоке прогиба. Такое пред­положение подтверждается развитием здесь системы линейно вытянутых в северо­западном направлении разломов, значительным распространением дещ>Нских вулкано­reHHbIX образований, а также общими данными о структурном положении рассматривае­мой зоны в области сопряження Минусинского межгорного прогиба с древними струк­турами Восточного Саяна.

Система глубинных р'азломов, ограничивающих Минусинский прогиб, несомненно оказала существенное влияние на развитие девонской вулканической деятельности, определив начальные пути проникновения магматических расплавов из подкоровых зон. В дальнейшем эти расплавы распределялись внутри прогибов, целиком сообра­зуясь с особенностями его строения. Флексурообразные. изгибы и пологие своды спо­собствовали -возникновению открьпых трещин растяжения, по которым магматические расплавы, проникая из глубоких зон, достигали поверхности.

Геологическое строение различных участков Минусинского межгорного прогиба определило также разнофациальныlй состав вулканогенных образований, в частности

14

Рис. 2. Схема распространения молодых базальтов в Чульмо-Енисейской впадине 1 - дайки и некки молодыIx базальтов; 2 - Копьевское антиклинальное поднятие; 3 - площадь

распространения молодыIx базальтов

преимущественно базальтовый состав излияний в прогнутых зонах и относительно более кислый, в ряде случаев, на поднятиях. В связи с этим в низах разреза девонской вулканогенной серии на поднятиях существенно возрастает роль плагиопорфировых излияний. Такая изменчивость состава излияний, соответствующих ранним фазам вулканической деятельности, отчетливо устанавливается для Кизир-Казырского вы­ступа, для западной части Бетеневского поднятия, а также для Саралинского под­нятия.

Значение структурной обстановки для образования щелочных пород Базырского свода мы уже отмечали. Следует обратить внимание на вероятную роль позднего рас­крытия трещин в этом своде, приведшего к тому, что накопление щелочных днфферен­циатов здесь происходил о в течение значительного промежутка времени. Именно этим, возможно, объясняется специфика состава развитых в зтом районе береlШlТОВ и го­рячитов .

Для п О с т Д е в о н с к и х в у л к а н о г е н н ы х о б р а з о в а н и й закономерно­сти размещения очагов вулканиче ской деятельности в зависимости от геологической структуры оказываются существенно иными . Самый общий обзор распределения пост­девонских вулк�нических очагов на территории Минусинского межгорного прогиба устанавливает приуроченность их почти исключительно к территории Чулымо-Енисей­ской в падины. В рамках последней постдевонские вулканические очаги, главным образом центрального и отчасти трещинного типа (некки или трубки и дайки базаль­тов) , сосреЩJТочены преимущественно во внешнем обрамлении Ю;)пьевского анти­клинального поднятия и кольцеобразно его окаймляют (рис. 2) . Хотя известно неболь­шое ЧИСЛQ таких очагов в прогнутых участках Чулымо-Енисейской впадины (оз. Инти­к оль, оз. Ч�рное и др.) , однако несомненна закономерная их приуроченность именно к Копьевскому антиклинальному поднятию. Общий характер размещения постдевон­ских вулканических очагов, следовательно, определяется двумя основными особенно­стями - сосредоточением в Чулымо-Енисейской впадине и приуроченностью к зоне, окружающей крупное антиклинальное поднятие внутри этой впадины.

Размещение даек и некков молодых базальтов вокруг Копьевского антиклинально-

15

го поднятия может бьпь объяснено образоваЮfем соответствующей системы трещин растяжеЮfЯ, своеобразие которой определяется тем, что проникавиrnе по этим трещи­нам магматические расплавы, несомненно, выносились из глубоких подкоровых зон. Это подтверждается не только обилием ксенолитов, среди которых в качестве "вест­Юfков " весьма значительных глубин присутствуют совершенно свежие перидотиты, но и слабо дифференцированным составом продуктов кристаллизации магмы , близ­ких по составу к типу пла1Обазальтов .

Изложенные данные показывают, что появлеЮfе постдевонских вулкаЮfческих очагов связано, по-видимому, с ВОЗЮfкновеЮfем крупного кольцевого разлома, обле­кающего Копьевское антиклинальное поднятие и уходящего в глубокие зоны земной оболочки.

Развитие з1ого кольцевого разлома в пределах Чулымо-ЕЮfсейской впадины в конце палеозоя - начале мезозоя определяется в основном тем, что именно в зто время север­ную часть Минусинского межгорного прогиба, в девоне и карбоне сраВЮfтельно при­поднятую, захватывают опускаЮfЯ, распростраЮfвшиеся на Чулымской синеклизе . Вследствие э1Оro фундамент, на котором покоится осадочный чехол прогиба, изги­бается и апикальная часть возникшего пологого свода, приходящаяся на Чулымо-ЕЮf­сейскую впадину, подвергается раскалыванию. Образовавшаяся система трещин под­чиняется структуре сформнровавшегося в процессе девонского развития Копьевского антиклинального поднятия и приобретает кольцевое строение .

Таким образом, эволюция структурных форм, происходившая В интервале времен}! между образованием девонских и постдевонских . вулканических очагов , в конечном счете определила различия в способе размещения тех и других. Вместе с тем механи­ческие условия, благоприятные для развития вулкаirnческих очагов в том и другом случае , имели известные черты сходства , поэтому в обоих случаях прослеживается связь пространственного размещеЮfЯ вулканических очагов с пологими сводами.

Некки и дайки Чулымо-Енисейской впадины закономерно располагаются не только по отношеЮfЮ к структуре Минусинского межгорного прогиба, но также и по отно­шеЮfЮ к некоторым элементам теКТОЮfческого строеЮfЯ Сибирской' платформы. В частности, они сосредоточиваются на юго-заладном продолжеЮfИ крупного флек­сурообразного изгиба, ограничивающего Тунгусскую синеклизу на юго-востоке и про­слеживающегося в юго-западном направлении на огромном протяжении (Оффман, 1956) . Если учесть общие представления, развиваемые Н.С. lIIатским ( 1 948) в отно­шении структур глубокого заложения, охватьmающих как геосинклинальные системы , так и платформы, то , может бьпь, такая закономерность не покажется случайной. Существование такой структуры имеющимнся сейчас данными, исключая данные о сходстве вулканогенных образоваЮfЙ , расположенных в обрамлении Тунгусской сине­клизы и в Чулымо-Енисейской впадине , подтвердить очень трудно.

СВЯЗЬ ВУЛКАНИЗМА С ТЕКТОНИКОЙ ВО ВРЕМЕНИ

Начало девонской вулканической деятельности характеризуется двумя существен­ными особенностями. Во-первых, вулканическая деятельность в начале девонского периода охватила огромную территорию Минусинского межгорного прогиба. Это под­тверждается сходным строением вулканогенной серии как на юге, так и на севере прогиба. Во-вторых, самым ранним проявлениям вулканической деятельности свойст­венно образование дифференцированных продуктов кристаллизации базальтовой магмы, что определяется господством среди ранних излияний во впадииах пабрадоро­вых порфиритов, а на поднятиях в ряде случаев плагиопорфиритов.

Это приводит к ВЫ,ВОдУ, что до начала девонской вулканической деятельности в глубоком основании Мииусииского прогиба возник глубииный магматический очаг, который прошел длительный путь развития и подвергся дифференциации прежде, чем началось интенсивное погружение, сопровождаемое массовыми излияниями лав.

1 6

Распространение вулканических очагов, в частности, в северной чаСIИ прогиба, где они размещались на обширных площадях, позволяет предполагать, что глубинный магма­тический очаг, к оторый в нижнем девоне начал посылать свои апофизы на дневную поверхность, обладал весьма значительными размерами.

На вероятность сложных очертаний образовавшег ося магматического очаrа указы­вает избирательный характер развития девонской вулканической деятельности, сосре­доточенный главным образ ом в пределах девонских впадин и несравненно менее актив­но проявленный в области поднятий. Последующее развитие геологической структуры прогиба связано с погружением обширных участков внешней оболочки земной коры, к оторому с опутствовали массовые излияния лав.

Б ольшие мощности девонских вулканогенных нак оплений, с оставляющие в среднем около километра, указывают на значительное прогибание всей системь( девонских впадин в начале девонского периода. Эта начальная стадия прогибания протекала дли­тельно, в течение значительной _ части нижнедевонск ой и в начале среднедевонской эпохи. Она сопровождалась образованием сложного к омплекса излившихся и глубин­ных пород, включавшего на ранних этапах развития разнообразные продуктыI диффе­ренциации базальтовой магмы, главным образ ом лабрадоровые порфириты, позднее преимущественно базальты. В благопр иятной тектонической обстановке продуктыI дифференциации сохранялись в течение значительных интервалов времени и, как зто видно на примере щелочных пор од типа берешитов и горячитов, а в ряде случаев и на примере плагиопорфиров, внедрялись по трещинам растяжения в относительно более поздние стадии развития геологических структур.

Т от факт, что вулканическая деятельность уже в живетское время повсеместно прекратилась, х отя опускание всей территории Минусинского межгорного прогиба пр одолжалось и позже, приводит к представлению, что жидкие магматические распла­вы в глубинном очаге к этому времени не с охранились. Эти расплавы частично застыли, но в основном, вероятно, были удалены из магматического очага в процессе вулкани­ческих извержений, сопровождавших начальную стадию погружения прогиба.

Если считать, что прекращение вулканическ ой деятельности в прогибе определяется главным образ ом удалением жидких расплавов из глубинного очага, то можно выска­зать предположение, что резервуар, который служил вместилищем для магмы, имел ограниченные вертикальные размеры. В таком случае следует допустить, что магмати­ческий очаг имел подошву. Сложные очертания этого очага в плане подчеркиваются развитием обширных пр оницаемых з он в северной части прогиба.

Намечающиеся, таким образом; предположительно основные черты м орфологии магматическ ог о очага м огут быть объяснены, по-видимому, внедрением магмы вдоль ограничивающих прогиб глубинных разломов и п оследующим распределением ее в глубоком основании внутренних частей прогиба в зависим ости от особенностей струк­туры древнего складчатого фундамента.

Независимо от приведенных выше предположений общее развитие вулканической деятельности в девонское время м ожно представить следующими фемя главнейшими стадиями: 1) зар ождение и дифференциация гпубинного магматического очага, в верх­ней части которого сосредоточились обогащеlПiые плагиоклаз ом продуктыI расщепле­ния магмы; эта стадия, вполне вероятно, oxBaтыветT не тольк о нижнедевонскую, но частично и более древние эпохи силурийского периода; 2) погружение системы девон­ских впадин, сопровождаемое активной вулканической деятельностью, начавшейся преимущественными изменениями лабрадор-порфиритовых, отчасти плагиопорфировых лав и зак ончившейся излияниями базальтс;>вых лав; 3) затухание вулканической дея­тельности, вызванное, вероятно, тем, что в пр оцессе образования мощной толщи вулка­ногеlПiЫХ пор од знаЧИ1'ельная часть магматического расплава была удалена из того резервуара, который- располагался в глубоком основании древнего складчатого фунда­мента.

С завершением девонск ой вулканогенной деятельности оформились первые струк­турные элементыI внутри впадин, вследствие чего почти повсеместно живетские или 2.Зак. 1492 17

верхнеэйфельские (кокоревская свита) слои трансгрессивно налегают на подстилающие их вулканогенные образ ования. Местами это трансгрессивное на легание сопровождается yrловыми нес огласиями.

Вулканическая деятельность в оз обновилась пос ле значительного перерыва в период, совпадающий с появлением весьма активного вулканизма на Сибирской платформе, с лабым отголоском которого она является. Эта позднейшая вулканическая деятель­ность, по времени с оответствующая нача лу мезозоя, обладает весьма типичными черта­ми, сближающими ее с трапповым вулканизмом С ибирской п латформы.

Во-первых, она характеризуется участием неднфференцир ованных продуктов кри­сталлизации базальтовой магмы. Во-вторых, она с опровождается образованием трубо­образных тел, своей м орфологией наПОМШiающих типичные трубки, или так называе­мые трубки взрыва, впервые изученные на Сибирской п латформе П.Е. Оффманом, А.С. Новиковой ( l 965) , а позднее ставшие широко известными благодаря трудам геологов, занимавшихся поисками алмазов.

Захват северной части МШiусинского меЖГОРНОFО прогиба опусканиями, охватив­шими в мез озое огромные площади в пределах Западно-Сибирской низменности·, образование в связи с этим внутри прогиба пологого свода и расположение в апика ль­ной части пос леднего куполовидной структуры Копьевского антиклШiального подня­тия - все это вместе спос обствовало в озникновению кольцевого раз лома, глубоко проникшего в недра земной оболочки и достигшего, вероятно, перидотитового субстра­та. Таковы общие контуры развития вулканической деятельности в пределах МинусШi­ского межгорного пр огиба, определяющие связи вулканизма с тектоникой во времени.

Этими контурами очерчивается сравнительно пр остая карТШiа связи определенных стадий развития вулканической деятельности с пос ледовательным образованием геоло­гической структуры пр огиба, отнюдь не дающая каких-либо указаний на циклический характер пр оцесс ов вулканизма. Вместо предполагаемой, например, Д. Т иррелем (Tyr­rell, 1 955) повторяемости запечатленных вулканическоЙ деятельностью событий через более или менее правильные интервалы времени перед нами разворачивается карти­на общей эволюции вулканического процесса, развивающегося в тесной завис имости от изменчивости морфологических особенностей закономерно усложняющейся геологи­ческой структуры пр огиба.

Вместо указываемой В.С. Коптевым-Дворниковым на примере Центра льного Казах­стана "давно отмеченной в петрологической литературе, часто наблюдаемой общей закономерности смены с остава лав в эффуз ивных свитах от более основных к кислым" ( l 940, с. 52) для МШiусинского пр огиба м ожно установить весьма с ложные отношения между формировавшимися в разное время петрографически разнородными группами пород, отнюдь не укладывающиеся в рамки такой з акономерности.

Общее рассмотрение вопроса о циклах применительно к Минусинскому межгорному прогибу могло бы привести к выводам об обратной последовательности в смене соста­ва из лияний. Действительно, образ ованию преимущественно базальтовых лав здесь предшествовали излияния главным образом пр одуктов дифференциации база льтовой магмы, представ ленные сравнительно более кислыми лабрадоровыми порфир итами и плагиопорфирам и. Однако эта общая последовательность настолько существенно нарушается в связи с конкретной историей образ ования геологических структур , что невозм ожно говорить о каких-либо общих закономерностях, ПОДЧШiяющихся представ­лению о циклическом развитии пр оцесса. Особенно наглядно это вырис овывается в тех с лучаях, когда раскрытие трещШi над глуБШiНЫМИ магматическими очагами при­водит к позднему внедрению сравнительно кис лых и щелочных продуктов дифферен­циации базальтовой магмы.

Таким образ ом, в зависимости от конкретного развития геологической структуры в пределах МШiусинского межгорного прогиба м ожно столкнуться с примерами, в

·Современное .наnисание : Западно-Сиб ирская равнина. - ПРuмеч. ред. 18

равной степени пригодными для обоснования циклов как с последовательной сменой состава продуктов вулканической деятельности от основных к кислым, так и с обрат­ными соотношениями. При односторонней трактовке отношений, не учитывающей особенностей развития геологической структуры, на примере Минусинского прогиба можно было бы прийти к представлению о циклах как с прямой последовательностью излияний от основных К кислым, так и с обратной. действительная картина взаимоот­ношений тем не менее значительно шире этих односторонних представлений.

В связи с проблемой отношения вулканизма к тектонике во времени возникает существенный вопрос об отношении вулканической деятельности к орогеническим фазам. Представление о такого рода связях широко распространено в литературе как зарубежной (Джоли, 1 929; Дзли, 1 936; Tyrrell, 1955; и др.) , так и отечественной (Тетяев, 1 934; Усов, 1945; Б елоусов, 1 954; и др.) .

Пример Минусинского межгорного прогиба показывает полную неприложимость таких представлений к 'процессам развивающейся в его пределах вулканической дея­тельности. Рассматривая имеющиеся данные о характеристике строения Минусинского прогиба, можно убедиться в том, что при использовании выдвинутого Г. lIIтилле (Stille, 1924) представления об орогенических фазах, по существу отвергнутого еще в 1937 г. Н.С. lIIатским, а затем и многими его учениками, приходится сталкиваться с системой трудноразрешимых противоречий. В самом деле, вулканическая деятельность разви­валась в течение продолжительного времени, охватывающего значительную часть нижней и отчасти среднедевонской эпохи. Таким образом, по своей IПрОДОlIжительности она не отвечает какой-либо кратковременной вспышке тектонической активности,.. .соответст­вующей орогенической фазе. Более того, орогеническая фаза, которая с позиций, разви­ваемых Г. lIIтилле и его последователями, могла бы быть установлена по трансгрессив­ному налеганию живетских и верхнеэйфельских слоев на подстилающие их вулканоген­ные образования и по развитию местных угловых несогласий, фактически не совпадает с моментом вулканической активности, а, наоборот, соответствует окончанию вулкани­ческого процесса. С этой точки зрения можно говорить о том, что орогеническая фаза по отношению к вулканической деятельности, так же как и по отношению к образова­нию геологических структур, в лучшем случае определяет только окончание длитель­ного процесса развития, а следовательно, не может быть поставлена в прямую связь с последним.

Это положение можно было бы оспаривать, опираясь на представление о том, что применительно к анализу вулканической деятельности следует проводить строгие разграничения между интрузивными и эффузивными процессами, имея в виду, что первые связаны с фазами сжатия, вторые - с фазами расширения. С таких позиций (Тетяев, 1 934; У сов, 1 945; и др.) только интрузивные процессы имеют прямое отно­шение к орогеническим фазам. Материалы по характеристике вулканизма Минусинско­го межгорного прогиба позволяют убедиться в несостоятельности такого рода возра­

ж�ний. Во-первых, вулканическая деятельность на поверхности сопровождалась и

частично даже предварялась развитием глубинного магматическогО очага; во-вторых,

ицтрузивная деятельность на протяжении длительного времени, соответствующего

образованию девонской вулканогенной серии, развивалась одновременно с излияниями.

Это подтверждается не только теми данными, которые приводят в конечном итоге

к представлению о существовавшем в девонское время глубинном магматическом

очаге, но и прямыми наблюдениями за образованием разнообразных интрузивных тел

.внутри девонской вулканогенной серии, в общем сингенетичных по. отношению к

последней. ОБЩИЕ СРАВНЕНИЯ

Рассмотренный пример Минусинского межгорного прогиба не является каким­либо особенным в свете выявляемых для него отношений вулканизма к тектонике.

Типичное для прогиба размещение очагов вулканической деятельности вдоль флек­сурообразных изгибов и на пологих сводах широко известно в геологической литера ту-

19

ре и неоднократно указывалось для различных областей. Тейяр де Ыарден (Teilhard du Chardin, 1940) , например, подчеркивал приуроченность мезозойских гранитных шпрузий к флексурообразным изгибам на территории Китая. Г. Клоос (Cloos, 1939) , анализируя общие закономерности распределения вулканических очагов, отметил связь трещии растяжения, используемых проникающими в верхний структурный ярус магматическими расплавами, с пологими сводами (Рейнское поле, Нубийско-Аравий­ское поле и др.) , а также с флексурами, ограничивающими контииентальный край. К числу последнего рода структурных элементов он отнес Восточно-Гренландскую флексуру. В 1949 г. Ауден (Auden, 1949) установил связь траппового вулканизма деканского плоскогорья с флексурой, расположенной вдоль западного края плоско­горья на границе с Индийским океаном. В работе Аудена приведен анализ механических условий, способствующих вторжению магмы в область изгиба флексуры.

П.Е. Оффман ( 1 949) на примере Тимана, а затем применительно к обрамлению Тунгусской синеклизы показал аналогичные связи траппового вулканизма с различно­го рода флексурами. А.А. Полканов ( 1 955а,б) весьма подробно рассмотрел вопрос о связи вулканизма с флексурами, возникающими в платформенных областях, как с точки зрения развивающихся в изгибе флексур механических условий, так и в плане привлечения новых примеров. В частности, он отметил приуроченность к флексуре, ограничивающей с юга Балтийский щит, не только основных, но и кислых гранитных интрузиЙ. Таким образом, устанавливаемое для Минусинского межгорного прогиба размещение вулканических очагов на флексурообразных изгибах и типичных флексу­рах является обычным для многих других территорий.

В отношении размещения вулканических очагов на пологих сводах, помимо Г. Кло­оса (Cloos, 1939) , весьма интересные данные приведены Б . Виллисом (Willis, 1 936) . В его построениях связь вулканических очагов с пологими сводами имеет не только механическое, но и генетическое значение. Возникающий на глубине магматический очаг - астенолит обусловливает, по мнению Б . Виллиса, сводовую изогнутость кровли И последующее частичное ее обрушение, в связи с чем образуется сложная система грабенов в центральной части огромных по размерам сводовых структур.

МИнусинский межгорный прогиб дает примеры размещения вулканических очагов на пологих сводах, сопровождаемых грабенами, однако нет оснований предполагать в данном случае иные отношения между вулканизмом и геологической структурой, кроме чисто механических, связанных с образованием трещин растяжения на сводах.

Не представляют чего-либо исключительного и связи вулканизма с глубинными разломами, питающими расположенный в глубоком основании Минусинского прогиба магматический очаг. Здесь уместно сослаться не только на многочисленные примеры связи вулканической деятельности с глубинными разломами, указанные А.В. Пейве ( 1 945) , А.Н. Заварицким ( 1 946) , Н.С. lIIатским ( 1 946) , Н.А. lIIтреЙсом ( 195 1) и други­ми исследователями, но также и на весьма интересную с точки зрения понимания осо­бенностей строения Минусинского прогиба работу Г. Корна и Г. Мартина (Кош, Martin, 1 953) . Последняя рисует «хему возникновения субвулканов Юго-Западной Африки как результат проседания отдельных блоков с последующим заполнением образующих­ся при этом полостей магматическими расплавами, проникающими по разломам, уходя­щим в глубокие зоны земной оболочки.

Примеры, рассмотренные Корном и Мартином, касаются системы кольцевых разло­мов, в общем нетипичных для впадин Минусинского прогиба. Однако основные черты развития вулканической деятельности, свойственные системе девонских впадин юга Красноярского края, в некоторых отношениях сходны с теми, которые отмечены для субвулканов Юго-Западной Африки Корном и Мартином. Эти сходные черты опреде­ляются образованием в глубоком основании Минусинского прогиба .магматического очага, связанного с подкоровыми зонами глубинными разломами, и последующим проседанием системы девонских впадин вместе с разделяющими их поднятиями. Таким образом, и в этом отношении Минусинский прогиб не представляет чего-либо исключи­тельного по сравнению с другими известными территориями, дающими ПРИI..1еры связи 20

вулканизма с тектоникой. Отличительные черты здесь проявляются главным образом в иной конфигурации системы глубинных разломов, обрамляющих весь прогиб в целом, а также входящие в его состав впадины. Соответственно в пределах Минусинского прогиба отсутствуют типичные кольцевые глубинные разломы, хотя общее строение прогиба с как бы петлеобразно развивающейся в его пределах сист.емоЙ впадин сохра­няет некоторые черты сходства, весьма отдаленные, с кольцевыми структурами Юго­Западной Африки.

Взаимоотношения вулканизма с тектоникой для девонской эпохи, таким образом, нескольк\о напоминают свойственные древним платформам, но существенным является их отличие, определяемое сложными очертаниями глубинного магматического очага. Это отличие в какой-то степени может быть объяснено тем, что глубинный магмати­ческий очаг древней платформы, как об зтом можно судить по работе Корна и Мартина, формируется в пределах осадочного чехла, перекрывающего древнее основание плат­формы, тогда как такой же очаг в Минусинском межгорном прогибе развивается в условиях сложной структуры древнего складчатого фундамента*.

Пример Минусинского прогиба, рассматриваемый в плоскости отношений вулканиз­ма к тектонике, не представляет принципиальиых отличий по сравнению со многими другими областями также по парагенетическому ряду пород, свойственных девонской вулканогенной серии. Сочетание разнообразных излившихся пород с дайковыми и отчасти типичными интрузиями, с одной стороны, и с преимущественно красноцветны­ми терригенно-осадочными - с другой, весьма типичное для Минусинского прогиба, может найти аналоги среди вулканогенно-красноцветных формаций многих территорий. В частности, значительным сходством с минусинскими обладают вулканогенно-красно­цветные накопления Тельбесского района на западном склоне Кузнецкого Алатау, Тувинского прогиба и в северных предгорьях Восточного Саяна.

Сходными чертами обладают аналогичные накопления Уйменской котловины на Алтае (Белостоцкий, 1 955) , Тенизской мульды и Джезказганской впадины в Казахста­не (Коптев-Дворников, 1 940; Архангельский, 1947; Тектоника Центрального Казахста­на, 1948; Богданов и др. , 1955) , а также вулканогенно-красноцветные образования, развитые в системе межгорных впадин Западной Европы, расположенных на севере (Англия, lIIотландия) на каледонском основании (Бубнов, 1 935) . В Северной Америке можно найти такого же типа накопления среди триасовых отложений группы Нью-Арк, располагающихся в системе линейно вытянутых грабенов вдоль Аппалачской горной системы (Ирдли, 1954) , и среди отложений системы Кьюиноу верхнего альгонкия в районе Великих ' озер (Линдгрен, 1934; Ирдли, 1954) . Можно было бы найти вулкано­генно-красноцветные образования и в других частях света, в частности указать их распространение в Восточной Гренландии, но уже приведенные ссылки показывают, что вулканогенно-красноцветные образования, сходные с теми, которые развиты в Минусииском межгорном прогибе, весьма широко распространены.

Свойственньiй этим образованиям парагенезис пород, характеризующийся сочета­нием излившихся, дайковых и отчасти интрузивных пород с красноцветными, указы­вает на их принадлежность к определенной группе формаций горных пород, место которой в истории геологического развития различных территорий оказывается в общем одинаковым независимо от возраста. На примере позднекаледонского и поздне­герцинского развития межгорных впадин Западной Европы особенно наглядно можно убедиться в том, что образование вулканогенно-красноцветных формаций относится

·Представления автора об особом магматическом очаге в Минусинском лрогибе кажутся несколько странными, если учесть широкое развитие эффузивов нижнего девона и эйфеля в Канско-Рыбин­ской, Усинской, Тувинской впадинах, а также по окраинам Кузбасса и в Горном Алтае, Т.е. почти всюду, где девон сохранился от денудаЦии. идя по пути автора, следовало бы для каждой области развития эффузивов девона искать свой особый глубинный магматический очаг, хотя бы эти области и были удалены друг от друга на значительно м еньшие расстояния, чем Минусинская впадина от Назаровской,. и т.д. - Ред. (Здесь и далее в этой статье лримечания ответственного редактора издания 1 960 г. акад. Ю.А. Кузнецова.)

21

к постгеосинклинальному этапу развития различных по возрасту складчатых соору­жениЙ* .

ИсследованиЯ А.В. Пейве на примере Урало-Тянь-lIIаньской геосинклинальной об­ласти показывают, что и в общей систематике формационных рядов вулканогенно­красноцветные формации занимают определенное место. По А.В. Пейве ( 1948) , такого типа формации характерны для брахигеосинклиналеЙ. В системе последовательно образующихся формаций они появляются вслед за формацией терригенных сероцвет­ных морских отложений и до формации терригенных 'красноцветно-лагунных отложе­ний и сменяющих ее формаций органогеННО-Обломочных известняков и угленосной. Опираясь на известные данные о преимущественно кислом составе излияний, свойст­венных вулканогенно-красноцветным формациям, Пейве предложил для соответствую­щих парагенетически связанных комплексов пород название порфировой формации.

действительно, сравнение состава пород рассмотренных выше территорий показы­вает, что в подавляющем большинстве случаев типичным для них оказывается кислый или преимущественно кислый состав излияний. Именно такой состав излияний харак· терен для вулканогенно-красноцветных накоплений позднекаледонского и позднегер­цинского развития Западной Европы, а также для впадин и мульд Казахстана и Алтая.

Между тем для Минусинского межгорного прогиба типично преимущественное развитие базальтов и производных базальтовой магмы, среди которых роль сравни­тельно кислых отщеплений невелика. Эти черты своеобразия в составе излияний сбли­жают вулканогенно-красноцветную формацию Минусинского прогиба с аналогичными образованиями групп Нью-Арк и Кьюиноу в Северной Америке, а отнюдь не с системой межгорных впадин Казахстана, Алтая и Западной Европы.

Строгое сопоставление магматических образований Минусинского прогиба с группой Нью-Арк затруднено тем, что подчиненные последней тела базальтоидных пород за­легают преимущественно в виде пластовых залежей, тогда как первому свойст­венны преимущественно покровные формы залегания пород базальтового рода. Наоборот, сравнение с вулканогенно-осадочными накоплениями Кьюиноу раиона Неликих о'зер позволяет установить значительную близость строения вулкано­генно-красноцветных формаций этой области с соответствующими образованиями Минусинского межгорного прогиба. В этой связи следует указать еще на распростране­ние самородной меди в породах вулканогенно-красноцветной формации обеих терри­торий. В районе Великих озер, как это широко известно (Линдгрен, 1 934) , она имеет огромное практическое значение.

Так или иначе, сопоставление, которое учитывает состав изверженных пород, возни­кающих в процессе образования вулканогенно-красноцветных формаций, позволяет сделать вывод, что среди них следует выделять не только указанную А.В. Пейве ( 1948) порфировую, но также и базальтовую формацию.

Как э'то видно на примере Минусинского межгорного проги;ба, в общем процессе развития геологических структур базальтовая формация занимает несколько иное место, чем порфировая. По сравнению с рядом формаций, типичным, по А.В. Пейве, для брахигеосинклиналей, устанавливаемый для Минусинского прогиба ряд является как бы редуцированным. В нем выпадает предшествующая образованию вулканогенно­красноцветных накоплений формация терригенных сероцветных морских отложений, а формация органогенно-обломочных известняков выражена очень неясно (нижний карбон) . Соответственно ряд формаций, характерный для Минусинского прогиба, имеет такую последовательность (снизу вверх) : 1 . Б азальтовая формация (нижний и низы среднего девона) . 2. Формация терригенных красноцветных континентально­лагунных отложений (средний девон - живетский ярус и верхний девон) . 3. Формация органогенно-обломочных известняков в не типичном развитии (нижний карбон) .

* Признак красноцветности определяется климатическим фактором и, казалось бы, не должен при­ниматься во внимание в классификациях магматических формаций, ПОС1роенных на тектони­ческой основе. - Ред.

22

4. Угленосная формация (средний и верхний карбон, а также пермь на юге и юра на севере) . Сопоставление этого ряда формаций с рядом, типичным, по А.В. Пейве, для брахигеосинклиналей, приводит к выводу, что история раэвития Минусинского прогиба была иной, чем брахигеосинклиналеЙ.

Минусинский межгорный прогиб образовался на древнекаледонском складчатом основанин в виде наложенной структуры, отделенной от складчатого фундамента регио­нально развитым несогласием и перерывом, соответствующим по времени всему силуру и по крайней мере части ордовика. Только для южной и крайней западной частей проги­ба можно предполагать несколько более короткий перерыв.

Дальнейшее развитие этой наложенной структуры показывает, что она может быть отнесена скорее к типу внутренних прогибов или синеклиз, возникших на эпикаледон­ской платформе, чем к типичным брахигеосинклиналям. Именно этим, вероятно, можно объяснить характерный для Минусинского межгорного прогиба ряд формаций, редуци­рованный по отношению к брахигеосинклинальному. Можно полагать, что платформен­ное, а не брахигеосинклинальное развитие прогиба в конечном счете определило соот­ветствующий базальтовый состав излияний, весьма характерный, как известно, для платформенных областей. В этой связи уместно вспомнить не только трапповый вулка­низм Сибирской платформы или Деканского плоскогорья, но также известные уже сейчас некоторые факты, подтверждающие развитие вулканической деятельности на ранних этапах образования синеклиз, возникающих на молодых платформах. В част­ности, можно указать на Тургайскую синеклизу, где в основании мезозойского разреза присутствуют эффузивные образования с господствующими базальтами, базальтовыми порфиритами и долеритами (Гладковский, Гуткин, 1 955) _ Аналогичные примеры развития вулканической деятельности мы наблюдаем в Джунгарской синеклизе и, в весьма скромных проявлениях, в Ферганской (Петрушевский, 1 955) . В благоприят­ной структурной обстановке вулканическая деятельность того же типа возникает в ранние стадии развития внутренних прогибов, образующихся на древних платформах, примером чего может служить Украинская синеклиза. Исследованиями И.С. Усенко и П.Г. Б ернадской ( 1 954) в основании этого структурного элемента устанавливается широкое распространение девонских базальтов, диабазов и долеритов, Вx,Qдящих в состав вулканогенно-красноцветной формации.

Таким образом, факты развития вулканической деятельности в пределах внутри­платформенных прогибов, так же как и состав свойственных им излияний, отнюдь не противоречат высказанным выше соображениям о большей близости Минусинского межгорного прогиба к внутренним прогибам или синеклизам, чем к брахигеосинклина­лям. Наоборот, эти факты позволяют искать новые линии сопоставлений, выходящие за рамки представления о порфировой формации, и способствуют выяснению характер­ных особенностей развития Минусинского прогиба.

В поисках структурных аналогий для Минусинского прогиба можно было бы обра­титься к типу эвгеосинклиналей М. Кэя, имея в виду указания Н.С. lIIатского (в преди­словии к работе М. Кэя, 1 955) , позволяющие такого типа структуры относить к сине­клизам, обрамленным внутриплатформенными поднятиями, служившими источниками питания для формирующихся внутри синеклизы осадков. В отличие от эвгеосинклина­лей, описанных М. Кэем, Минусинский межгорный прогиб возник 'не на древнем, а на сравнительно молодом складчатом основании. Последовательное развитие девонской структуры Минусинского прогиба связано с распадом такой крупной синеклизы и образованием более или менее обособленных впадин.

23

к ВОПРОСУ О СТРОЕНИИ МИНУСИНСКОГО МЕЖГОРНОГО ПРОГИБА*

Название "Минусинский межгорный прогиб" предложено мной для системы девон­ских впадин, которую нередко именуют Минусинской котловиной (рис. 1 ) . Неудобст­во пользования последним термином вызвано двумя обстоятельствами. Во-первых, название "Минусинская котловина" в работах различных исследователей то употребля­ется применительно ко всей системе девонских впадин, то ограничивается приложением только к южной впадине , для которой в связи с этим также появляется двойная но­менклатура : ее именуют или просто Минусинской, или Южно-Минусинской котловиной. Во-вторых, сам по себе термин "котловина" геоморфологический и, естественно, его следует избегать в приложении к классификации структурных элементов.

.

Н .С Зайцев предложнл название "Минусинский наложенный прогиб", что в некото­рых отношениях является целесообразным. Поскольку, однако, вопрос о роли наследо­вания и развития благоприобретенных свойств представляет для этого структурного элемента предмет дальнейшего исследования, .а положение между крупными, обрамляю­щими его горными сооружениями ащ:иклинориев Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саянов совершенно очевидно, то кажется более удобным сохранять предло­женное выше название - "Минусинский межгорный прогиб" .

Вопрос о правомерности объединения системы девонских впадин юга Красноярского края в единую структуру может дискутироваться, но имеющиеся сейчас разнообразные материалы по стратиграфии и палеогеографии позволяют считать, что он может быть разрешен в положительном смысле. Во-первых, для всей системы впадин, согласно исследованиям Н.А. Белякова ( 1954) , В.С. Мелещенко ( 1955) , А.И . . АнатольевоЙ ( 1955) и других геологов, специально занимавшихся разработкой стратиграфических схем девонских отложений этой территории, установлено сравнительно однообразное их строение, несмотря на сильную фациальную изменчивость. То же, по данным М .И. Грайзера с соавторами ( 1 954) , имеет место и в отношении каменноугольных отло­жений. Во-вторых (и это обстоятельство, пожалуй, является решающим) , для всей серии девонских отложений, составляющих главную часть осадочных толщ прогиба, устанавливается совершенно закономерная палеогеографическая изменчивость. Эта закономерность позволяет прийти к заключению, что поднятия, разделяющие в настоя­щее время отдельные впадины, в некоторые отрезки девонского периода частично перекрывались морскими водами и погружались, тогда как обрамляющие прогиб горные сооружения Восточного и Западного Саянов и Кузнецкого Алатау неизменно (как и ныне) представляли собой в основном области сноса и размыва. Вследствие этого по направлению к ним имеет место резкое сокращение мощностей разреза и изменение фациального состава девонских отложений в сторону увеличения роли грубо­обломочного материала, что особенно наглядно показано исследованиями А.И. Ана­тольевой. В итоге, несмотря на то что в настоящее время мы имеем перед собой целую систему впадин, более или менее резко обособленных друг от друга, можно говорить о принадлежности их к единой прогнутой зоне.

Предшествующая история изучения Минусинского межгорного прогиба наглядно показывает, что первоначально его рассматривали как единый самостоятельный струк­турный элемент. Лишь позднее, при более детальных исследованиях, удалось выяснить его сложное строение. Именно такой обобщенный подход имел место в работах ранних исснедователей, в частности И.Д. Черского ( 1 888) , впервые выделивших и изучивших Енисейскую полосу. распространения девонских отложений на юге Красноярского края. Таким сохранялся он и у Э. Зюсса, придавшего Енисейской полосе девона значение структурного элемента, который Зюсс назвал Минусинской промежуточной областью.

* Бюл. МОИП. Orд. геол. 1 957. Т. 32, выл. 2. С. 65-75.

24

40 I

� � a ГVVVl � б

о I

40 I

Рис. 1 . Тектоническая схема Минусинского межгорного прогиба. Составил И.В. Лучицкий

80км I

А н т и К л и н о р и и : ВС - Восточно-Саянский ; ЗС - З ападно-Саянский; КА - Кузнецко-Ала­таускИЙ. В п а ди н ы : 1 - Назаровская; II' - Чулымо-Енисейская; HI - Сыдо-Ерmнская; IV -Минусинская; V - Саралннская; VI - Уленьская ; УН - Ербинская; VIH - Каэырская; IX - Кн­зирская. П о Д н я ·,. н я : Ар - Аргинское ; Сл - Солгонское; Ср - Саралинское; Kn - KonbeB cKoe; Бт - Б атеневское; Бл - Беллыкское; Аз - Аэыртальское; Сд - Сыдннское; Ск - Саксырское; Кэ - Кнэир-Каэырское. Ф л е к с у р ы (главнейшие) : 1 - Парнинская; 2 - Ильинская; 3 - Бала­хтинск8Я ; 4 - Ашкольская; S - Копьевская; 6 - Моровская ; 7 - Джиримская; 8 - Сарагашская; 9 - Аешкинская ; 1 0 - Иткольская ; 1 1 - l11ирская; 1 2 - Моисеевская ; 1 3 - Бородннская; 1 4 -Биджинская; I S - Курагинская ; 1 6 - ЧайЗЫ-Койзинская ; 1 7 - Аевская; 1 8 - Кривинская; 1 9 -Большеининская ; 20 - Есинская ; 2 1 - сов хоза Таштыпского ; 22 - Таштыпская группа. П р о­г и б ы, соеднняющие отдельные впаднны: В - Ворошиловский ; У - Ужурские ворота; а - ниж­непалеозойский складчатый фундамент в нутренних поднятий ; б - то же, частично перекрытый покровами девонских эффуэивов ; в - нижне-. частично среднедевонские nOKpoBbI эффузивов ; г - среднедевонский осадочный чехол ; д - пермские оmожения; е - мезозойский осадочный чехол; ж - флексуры (главнейшие) ; 3 - разломы (главнейшие) ; и - контуры Минусинского межгорного прогиба; к _ простирания складчатых структур фундамента и обрамления прогиба. Стрелкой указано направление девонской трансгрессии

Тот же смысл пер во начально вкладывал в свои представления о строении юга Краснояр­ского края и Я .С . Эдельштейн ( l932, 1936) . Он сохраняется и сейчас у многих исследо­вателей (Н.М. Страхов, М.К Коровин и др.) . Однако уже Эдельштейн установил неодно­родное строение Минусинского прогиба и показал, что в составе его может быть выде­лен ряд впадин, или, как называл Эдельштейн, котловин, разделенных поднятиями -горными кряжами. Им бьmа установлена необходимость выделения собственно Мину­синской котловины, расположенной к югу от Батеневского кряжа и хребта Азыртал, следуюшей к северу от Енисейско-Чулымской и Сыдо-Ербинской котловин. Последняя

25

размещается в восточнойl части Батеневского кряжа, между последним и хребтом Азыртал, в области отчетливого их распадения на две ветви - северную и южную.

Позднее для Енисейско-Чулымской котловины А.В. Тыжновым ( 1948) было пред­ложено название "Чебаково-Балахтинская котловина" ; в ряде случаев ее называют Севера-Минусинской, противопоставляя находящейся на юге Южно-Чинусинской кот­ловине.

При исследованиях Кизир-Казырского междуречья А.Г. Вологдин ( 193 1 ) установил две области распространения девонских отложений - одну в верхнем течении р. Кизир, другую в среднем течении р. Казыр; их следует рассматривать в качестве двух неболь­ших впадин - Кизирской и КазырскоЙ . А.н: Чуракав ( 1 932) на восточном склоне Кузнецкого Алатау также обнаружил небольшую впадину - Уленьскую, расположен­ную на р. Улень. К .югу от нее имеется· еще небольшая Ербинская впадина. Таким обра­зом, понемногу выяснилось, что в составе Минусинского прогиба развита целая система разнообразных впадин, разобщенных поднятиями.

Несколько запутанную картину представлял до последнего времени вопрос о соот­ношении всей этой системы впадин с Чулымской синеклизой. В работах Я.С. Эдельштей­на ( 1932, 1 936) указывалось, что Енисейско-Чулымская котловина по направлению на север постеП!lliНО переходит в Западно-Сибирскую низменность. Исследования северной части Минусинского межгорного прогиба, проведенные, в частности, М.к. Коровиным ( 1 93 1 ) , привели его к выводу о необходимости выделения на севере зтой территории Ачинской котловины, охватывающей, по данным Коровина, область распространения юрских угленосных отложений.

Несмотря на неудобство названия "Ачинская котловина", оно долгое время сохра­нялось в литературе и фигурирует в сводке М.к. Коровина ( 1 954) . Неудобство назва­ния двоякое. Во-первых, при вьщелении этой котловины опирались на характеристику распространения юрских отложений, не учитывая особенностей залегания девонских пород, позволивших выделить на юге систему указанных выше впадин. Во-вторых, и это главное, сама котловина располагается к югу от поднятия хребта Арга, тогда как г. Ачинск, по имени которого она названа, находится к северу от него. Именно это обстоятельство и побудило меня несколько лет назад предложить для нее название "Назаровская впадина", по имени находящегося внутри нее крупного поселка Наза­ровского. Название это уже использовано Б .н. Красильниковым (Красипьников и др ., 1 955) и нашло применение в работе многих исследователей.

От расположенной к югу Енисейско-Чулымской котловины, по Я.С. Эдельштейну, или, как мы ее предложили называть, Чулымо-Енисейской впадины, Назаровская впадина на большом протяжении отделена Солгонским поднятием, на западе же почти сливается с ней через так называемые "Ужурские ворота" - узкий прогиб, находящий­ся между хребтами Солгон и Ашпан.

Таким образом, в результате длительных исследований было показано, что обшир­ный Минусинский межгорный прогиб охватывает сложную систему разнообразных по величине и форме впадин, главнейшими из которых являются (с юга на север) Минусинская, Сыдо-Ербинская, Чулымо-Енисейская и Назаровская. Кроме того, на Kpai:fHeM юго-востоке следует различать небольшие впадины Казырскую и Кизирскую, а на западе - Уленьскую и Ербинскую. Представляется возможным выделить еще одну самостоятельную впадину, линейно вытянутую в меридиональном направлении на крайнем западе прогиба, в его северной части; ее можно назвать СаралинскоЙ.

Описанная система впадин разделяется поднятиями, среди которых прежде всего ОQособляются вытянутые в восточно-северо-восточном направлении Батеневское и Азыртальское с продолжающими их Беллыкским и Сыдинским поднятиями. В вос­точной их части развивается Сьщо-Ербинская впадина, вследствие чего именно здесь, уже на правобережье Енисея, эти поднятия совершенно отчетливо распадаются, тогда как собственно Батеневское и Азыртальское поднятия могут быть обособлены лишь с трудом. Характерно наличие разделяющего эту группу поднятий поперечного по отношению к ним Ворошиловского прогиба, ориентированного в северо-северо-запад-26

ном направлении и выполненного наиболее низкими горизонтами разреза девонских отложений. Этот поперечный прогиб связывает между собой Минусинскую, Сыдо-Ербин­скую И Чулымо-Енисейскую впадины.

Отмеченная система поднятий отделяет Минусинскую впадину, ограниченную на крайнем юге Минусинского межгорного прогиба Западным Саяном, от расположен­ной севернее Чулымо-Енисейской впадины. Последняя ограничена на севере также линейно вытянутым в восточно-северо-восточном направлении · Солгонским подня­тием, на востоке сливающимся с поднятием Восточного Саяна, а на западе постепенно погружающимся вплоть до полного исчезновения, вследствие чего в районе ст. Ужур и образуются "Ужурские ворота", о которых говорилось выше. В этом же восточно­северо-восточном направлении следует и поднятие хребта Арга (Аргинское поднятие) .

Наряду с этими почти широтно ориентированными поднятиями, к числу которых на юге относится и сравнительно небольшое Саксырское, прослеживается система поднятий иной ориентировки и сложной конфигурации. Отметим прежде всего на западе крупное, почти изометрическое и несколько удлиненное в долготном направ­лении Саралинское поднятие. Оно ограничено впадинами Чулымо-Енисейской и Назаровской на востоке и Саралинской на западе, а на юге - юго-западным ответвле­нием Чулымо-Енисейской впадины. На северо-западе оно сливается с общим подня­тием Кузнецкого Алатау.

На востоке обособляется крупное Кизир-Казырское поднятие , резко ограниченное тектоническим контактом северо-западного простирания от Минусинской впадины. На крайнем востоке его ограничивает Кизирская впадина, в прошлом, вероятно, за­нимавшая несравненно большую площадь, чем та, на которой ныне встречаются небольшие обрывки осадочных толщ. Возможно, что в прошлом она образовывала единую впадину с КазырскоЙ.

В серии отложений, слагающих Минусинский межгорный прогиб, выделяются два резко различных комплекса. Первый представлен более или менее сильно метаморфи­зованными, интенсивно дислоцированными толщами кембрия и, по-видимому, отчасти протерозоя, прорванными разнообразными интрузиями гранитоидов, диоритовыми, габбровыми и отчасти щелочными интрузиями. Эта серия образований составляет выступающий на поднятиях и в обрамлении прогиба складчатый салаирский фундамент, на котором с повсеместно прослеживающимся резким угловым несогласием залегают эффузивные и осадочные толщи девона, а также осадочные толщи карбона, перми и юры, образующие тот осадочный чехол, распространение которого и позволяет выде­лять отдельные впадины и весь прогиб в целом.

В составе осадочного чехла вулканогенные образования играют существенную роль только в низах разреза, где они представлены преимущественно диабазами, лабрадоро­выми порфиритами и отчасти ортофирами. Наряду с этим вулканогенные породы наблюдаются в виде тел, секущих осадочные или по крайней мере эффузивные толщи. Сюда относятся базальты - несомненно, самые юные посткаменноугольные образова­ния, а также тералиты, тешениты, берешиты и ортофиры. В пределах впадин интрузив­ные тела гранитоидов, прорывающих какую-либо часть осадочного чехла и эффузивные толщи, неизвестны, а на поднятиях вопрос о наличии интрузий, прорывающих эффу­зивные породы девона, в настоящее время по рождает много споров .

В осадочном чехле, налегающем на древний складчатый фундамент, могут быть выделены , в свою очередь, следующие группы образований.

1 . Наибольшую по мошности и соответственно по распространению часть разреза образуют отложения, представленные тремя отделами девонской системы. На огром­ной территории Минусинского межгорного прогиба эти отложения разделены повсе­местно наблюдающимся перерывом, соотв�тствующим образованию предживетских поднятий ' И исчезающим лишь в юго·западноЙ части прогиба (может быть, также в наиболее глубоко погруженных его участках) , откуда в него проникла морская трансгрессия, что произошло, несомненно, уже в эйфеле, но возможно, и раньше, в период формирования эффузивных толщ нижнего девона. Все три отдела девона обра·

27

зованы красноцветными толщами, которым подчинены отдельные более или менее мощные пачки сероцветных известково-мергелистых пород. Наибольщее значение карбонатные отЛОжения имеют в живетском ярусе, а на крайнем юго-западе (чем под­черкивается проникновение морской трансгрессии девона именно отсюда) также в эйфельском ярусе. Значение отмеченного выще перерыва установлено особенно полно А.И. Анатольевой; его наличие позволяет внести существенные изменения в представ­ления, развиваемые В.С. Мелещенко по вопросам стратиграфии девонских отложений Минусинского межгорного прогиба.

2 . Следующая группа сложена нижнекаменноугольными отложениями, преиму­щественно песчано-мергелистыми и сероцветными, в составе которых, как установ­лено М.И. Грайзером, существенную роль играют пепловые туфы. Обстановка форми­рования нижиекаменноугольных толщ близка к той, которая была свойственна девон­скому периоду; процесс осадкообразования последовательно развивался без перерыва, за исключением краевых зон прогиба, от начала живетского до визейского времени включительно. Вследствие этого пачки преобладающих серо цветных и эеленоцветных алевролито-мергелистых пород чередуются с красноцветными пачками. Эти литоло­гические особенности позволили произвести расчленение нижнекаменноугольных отложений, содержащих рыб и остракод, а также флору, лишь в немногочисленных пунктах. В отличие от девона в каменноугольное время, по-видимому, создалась обста­новка более замкнутых изолированных бассейнов , что способствовало возникновению в северо-восточной части Чулымо-Енисейской и в Назаровской впадине, а отчасти и в других местах ратовкитов, весьма сходных, как мной указывалось ранее , с ратовки­тами Европейской части СССР.

З. При согласном налегании вышележащих угленосных отложений пермского воз­раста (по палеофитологическим данным г.п. Радченко, 1955, также средне- и верхнека­менноугольного ) в базальных горизонтах угленосной толщи повсеместно наблюдается развитие конгломератов. Возникновение в пермское время (или несколько раньше) yrнeHOCHЫX пород сопровождалось окончательным распадением ранее более или менее единого бассейна на изолированные области накопления осадков, сосредоточенные главным образом в южной части прогиба; это привело к формированию в Минусинской впадине крупных угленосных мульд - Черногорской, Калягинской, Бейской и др.

4. Совершенно иной характер взаимоотношений с подстилающими толщами устанав­ливается для юрских отложений. В их распространении не наблюдается преемственного развития от тех областей осадконакопления, которые с начала девонской трансгрессии наметились максимальными погружеflИЯМИ в юго-западной и южной частях прогиба. Наоборот, в связи с тем что к моменту формирования юрских отложений последова­тельное развитие Чулымской синеклизы охватило северные участки закончившего свою палеозойскую историю Минусинского межгорного прогиба, области осадкообразования в юрское время характеризовали только кгайнюю северную часть последних. В связи с этими особенностями юрские отложения на севере прогиба залегают на поцстилающих отложениях несогласно, во многих случаях срезая сформировавшиеся ранее структур­ные элементы. Черты унаследования в развитии структур, образованных юрскими отложениями, в ряде случаев несомненны, что можно видеть хотя бы на примере Балах­тинской мульды, приспособившейся к восточной части Чулымо-Енисейской впадины и расположившейся вдоль северной ее окраины.

Очерченный общими контурами распространения рассмотренных выше отложений Минусинский межгорный прогиб выделяется достаточно определенно по палеогеогра­фическим данным, особенно наглядно для девонского периода. Можио считать уста­новленным, что в самые ранние этапы развити� Минусинский межгорный прогиб зало­жился на древнем складчатом фундаменте в виде крупной зоны опусканий, ориентиро­ванной в северо-западном направлении. Она распадалась на две части - восточную и западную, , разделенные крупным продольным поднятием, следующим параллельно оси прогиба.

На эту закономерность, по-видимому, впервые обратил внимание А.В. Тыжнов, 28

указавший ее для Чулымо-Енисейской впадины. В последнее время ее отметили и другие исследователи, в частности Б.Н. Красильников, А.А. Моссаковский и В.С . Суво­рова ( 1955) , в отношении той же впадины. Однако эта особенность строения Мину­синского межгорного прогиба свойственна всей его территории, а не ограничивается только северной его частью.

Рассматривая ранние этапы развития Минусинского межгорного прогиба, мы можем констатировать, что в целом он' заложился в виде структуры, поперечной по отношению к системе складчатых дуг, образованных выступающими ныне в пределах поднятий древними толщами кембрия (и протерозоя) , прорванными различными интрузив­ными телами. С этой точки зрения можно действительно согласиться с Н.С. Зайцевым, что мы имеем здесь перед собой ярко выраженную наложенную структуру. Однако общее положение прогиба между обрамляющими его крупными антиклинориями является, по-видимому, следствием предшествующего развития последних и, таким образом, унаследовано от предшествующих периодов геологической истории. Признаки несомненно унаследованного развития имеются и в тех элементах геологической струк­туры, которые особенно наглядно проявлялись в последующей истории, когда произош­ло распадение прогиба на отдельные впадины, разделенные поднятиями, в подавляющем большинстве ориентированными параллельно про стиранию древних складчатых струк­тур. Было бы тем не менее преждевременным и слишком примитивным рассматривать в связи с этим каждое поднятие, разделяющее впадины, как структуру, характеризую­щуюся антиклинальным строением слагающих ее древних толщ. Об зтом приходится говорить, так как в статье Б.Н. Красильникова с соавторами ( 1 955) этот тезис разви­вается необычайно резко и прямолинейно. Между тем в подавляющем большинстве случаев речь сейчас может идти только об унаследовании основных налравлений склад­чатости древних структур и развиnающихся по древним тектоническим швам более или менее крупных разломов, а не о прямом наследовании древних антиклинальных и синклинальных структур.

Наибольшие затруднения при выяснении роли этих более или менее крупных антиклинальных и синклинальных структур в последующем процессе формирования поднятий и впадин Минусинского межгорного прогиба связаны с отсутствием доста­точно надежных данных о палеогеографической обстановке периодов, непосредственно предшествовавших накоплению девонских отложений, Т.е. силурийского и ордовик­ского периодов.

В настоящее время мы не имеем прямых указаний на распространение силурийских и ордовикских отложений на территории прогиба, а в его обрамлении они палеонтоло­гически не доказаны, если исключить ордовик противоположных крыльев крупных антиклинориев Западного Саяна и Кузнецкого Алатау. Некоторые весьма скудные данные о вероятном развитии ордовикских отложений на Кизир-Казырском между­речье, обнаруженные мной несколько лет назад (остатки ангар ел лид по определению Н.А. Штрейса) , в сопоставлении с данными о распространении девонской трансгрессии через юго-западную часть Минусинской впадины позволяют высказать предположение о возможности образования южной части зтой впадины путем заложения ее на древ­нем синклинальном прогибе, сформировавшемся вдоль подножия Западного Саяна еще в ордовикский период.

В целом процесс фОРIVJИрования структуры Минусинского межгорного прогиба, как мной неоднократно подчеркивалось, развивался длительно ; начало его уходит в далекое прошлое девонского периода.

Уже в ранние эпохи развития наметилось распадение прогиба на две зоны опусканий и разделяющее их поднятие. Последующая зволюция обусловила дальнейшее расчле­нение продольного поднятия и обособление в его составе ряда самостоятельных более или менее крупных структур. На севере отчетливо обособилось крупное Копьевское антиклинальное поднятие, разделяющее Чулымо-Енисейскую впадину на четыре муль­ДЫ, намеченные работами А.В. Тыжнова,- Салбатскую, Чебаковскую, Балахтинскую и Джиримскую. Южнее возникла сложная структура, охватывающая Батеневское и

29

Азыртальское поднятия, а еще далее на юг - Саксырское поднятие. Образовались также и другие поднятия, пути развития которых не всегда удается установить с необходимой полнотой . Этот процесс распада бьm, по-видимому, весьма сложным и завершился окончательным формированием структур к моменту накопления пермских угленосных толщ, захваченных тем не менее дислокациями, затрагивающими девонские и каменно­угольные породы.

В процессе развития прогиба многие структуры внутри отдельных впадин, например то же Копьевское поднятие, Белоярская брахиантиклиналь и некоторые другие, возник­ли уже в весьма отдаленные сроки девонского периода, вследствие чего на этих струк­турах наблюдается срезание живетскими отложениями всех нижележащих слоев девона, вплоть до древнего складчатого фундамента.

Комплекс структурных элементов, образовавшихся в процессе развития геологи­ческой структуры Минусинского межгорного прогиба, широко наследует древние элементы структуры фундамента. Это проявляется не только в том, что сформиро­вавшиеся к началу пермского периода поперечные поднятия, окончательно разобщив­шие впадины, следуют направлению простирания древних складчатых структур, но и в широком развитии флексур и сопряженных с ними разломов . Последние уходят в глубь фундамента и несомненно используют те ослабленные зоны, которые намети­лись еще при оформлении структуры древнего складчатого фундамента.

Широкое распространение флексур на территории Минусинского межгорного про­гиба, впервые зафиксированное и прослеженное нами на всей его территории, некото­рыми исследователями совершенно напрасно сопоставляется с теми данными, которые когда-то приводились Я .С. ЭдельштеЙном. Эдельштейн ( 1903) понимал под флексу­рами резкие, сильно сжатые складки с крутыми крыльями. Между тем после наших наблюдений, подтвержденных Б.Н. Красильниковым (Красильников и др. , 1 955) , речь может идти о флексурах как о линейно вытянутых и прослеживающихся на большое расстояние (нередко десятки километров) резких изгибах, обусловливающих опуска­ние одной части структуры, нередко наклоненной по отношению к другой ее части. Обилие флексур в области Минусинского межгорного прогиба, как в северной, так и в южной его части, позволило предложить для них различные типы, в оtJщем виде представленные на схеме (рис. 2) .

Новые данные ' о широком распространении флексур в Минусинском межгорном прогибе позволяют прежде всего говорить о наследовании структурами, формирую­щими внутреннее строение впадин, древних разломов складчатого фундамента. Они позволяют также найти тот ключ, при помощи которого с безупречной определен­ностью устанавливается г л ы б о в о - с к л а Д ч а т а я или б л о к о в а я структура Минусинского межгорноtо прогиба. Наконец, данные о широком распространении флексур наряду с данными о развитии структуры Минусинского межгорного прогиба в результате последовательного распадения крупных антиклинальных и синклиналь­ных сооружений позволяют противопоставить указанные выше представления упро­щенному представлению о блоковой природе Минусинского межгорного прогиба, выдвинутому в статье Б .Н. Красильникова с соавторами ( 1 955) . В этой статье блоки, по существу, обнимают всю историю развития прогиба, не оставляя места для разви­тия складчатых структур.

Заканчивая краткий обзор строения Минусинского межгорного прогиба, можно сказать, что в целом его образование представляет единый и длительно развивавший­ся процесс, отдельные стадии которого связаны с возникновением не только глыбовых или блоковых, но и складчатых структурных форм. Замечательное совместное прояв­ление этих двух форм раЗВIiТИЯ геологической структуры прогиба и привело в конеч­ном итоге к сложному сочетанию почти меридионального (с отклонением к северо­западу ) прогиба с поперечно ориентированными впадинами и разделяющими их поднятиями, с одной стороны, и к взаимному переплетению различно ориентирован­ных складок, нередко расположенных под прямыми или почти прямыми углами друг к другу, с другой стороны. Прослеживание таких складок в ряде случаев дает осно-ЗО

I А

S.-=-1-=-- z -J----I .... ?k�

1 .[ 1 /

2 =�;:==.[ J --�f;----t

z =-----"" J f t

5

~ ~

: Е �t----L--I 1 0 1 Рис. 2. Типы флексур Минусинского межгорного прогиба

А - простая флексура (обычная) с горизонтально залегающими слоями в крьтьлх (справ а ­nлаи, слева - разрез) : 1 - горизонтально залегающие слои в крыльях флексуры; 2 - верхний переmб слоев во флексуре (верхний флексурный перегиб) ; 3 - нижний перегиб слоев во флек­суре (нижний флексурный перегиб) ; 4 - амnnитуда флексуры; 5 - крутопадающие слои_ Б -

наклонная флексура прямая (справа - план, слева - разрез) : 1 - пологопадающие слои в крьтьях флексуры; 2 , 3 - верхний и нижний флексурные перегибы; 4 - амплитуда флексуры ; 5 - круто­падающие слои. В - наклонная флексура обратная (справа - план, слева - разрез) . Условные ·обо­значения те же, что и IJlIЯ Б. Г - продольная флексура (план) : а - крутопадающие слои. Д - диаго­нальная флексура (план) : а - то же. Е- поперечная флексура (план) : а - то же

вание для объяснения их образования за счет флексур, в свою очередь возникающих в качестве продолжения разломов, рассекающих древний складчатый фундамент.

В общей ориентировке разломов, флексур и складок ясно намечаются три главных направления, которым подчинены их простирания, - северо-западное, северо-восточ­ное (близкое к широтному) и меридиональное. Подобная ориентировка весьма отчет­ливо соответствует простиранию древних складчатых структур и разломов в обрам­ляющих прогиб антиклинориях и вместе с тем, если "отбросить" меридиональные структуры, строго соответствует ориентировке тех глубинных разломов, которые с юга и запада ограничивают Сибирскую платформу.

Если учесть, что в этой системе близкие к широтным разломы в пределах Минусин­ского межгорного прогиба имеют в ряде случаев характер сдвигов с почти горизон­тальным перемещением одной части блока по отношению к другой, то представляется возможным трактовать такую систему как результат деформации участка земной коры под влиянием усилий, ориентированных в меридиональном направлении. В этом случае меридиональные разломы могут рассматриваться как трещины растяжения, а северо­западные - как диагональные трещины оперения, сопровождающие трещины скалыва­ния, имеющие северо-восточиую ориентировку.

Такое представление может найти ПОlЩержку в тех весьма типичиых для рассматри­ваемой территории соотношениях, которые наблюдаются в ряде случаев для крупных разломов северо-восточиого простирания ; перед их фронтом нередко располагаются разломы, фле.J<СУРЫ и складки, ориентированные в северо-западном напра.влении. Такие соотношения характерны, например, для северного обрамления Батеневского поднятия, северного обрамления крупного поднятия Западного Саяна и некоторых других участков Минусинского межгорного прогиба.

Отнюдь не настаивая на полной достоверности такой трактовки механизма образо-

31

вания геологической структуры Минусинского межгорного прогиба, мы считаем воз­можным обратить внимание на некоторую общую закономерность, с одной стороны, в соотношениях между различными типами 'структур, разломами, флексурами и складками и , с другой стороны, в соотношениях между различно ориентированными структурами.

Мы уже указывали, что образование структуры Минусинского межгорного прогиба в основных чертах закончил ось в пермское время. Формирование в пределах прогиба юрских отложений представляет уже след воздействия на него процессов, связанных с возникновением Чулымской синеклизы. В связи с этим приуроченность юрских отло­жений к северным окраинам впадин, типичную только для Назаровской и Чулымо­Енисейской и не свойственную всем другим впадинам, нельзя рассматривать как результат общей асимметрии строения лежащих в их основании блоков (Красильни­ков и др., 1 95 5) . Представление об асимметрии блоков не подтверждается данными о более интенсивном прогибании в девоне южных окраин указанных впадин .

НесоМненным является влияние молодых тектонических движений на дальней­шее формирование структуры Минусинского межгорного прогиба. В изгибы флексур в отдельных случаях вовлекаются и юрские отложения; это имеет место, например, на восточной окраине Балахтинской мульды. Тесная связь между структурными особенностями Минусинского межгорного прогиба и геоморфологией в ряде случаев может явиться .указанием на процессы формирования структур, протекающие уже на наших глазах.

О МОЛОДЫХ БАЗАЛЬТАХ МИНУСИНСКОГО МЕЖГОРНОГО ПРОГИБА*

Молодые посткаменноугольные базальты известны на территорни Минусинского межгорного прогиба с давних пор. Обнаруженные впервые Я.С. Эдельштейном ( 1907) в районе озер Черного и Беле, они в дальнейшем бьmи отмечены во многих пунктах А.Н. Чураковым ( 1 932) . Краткое петрографическое описание этих пород дано Л.Г. Котельниковым ( 1936) .

Молодые базал,ЬТЫ образуют главным образом дайки и трубообразные тела, или некки, весьма редко - пластовые залежи. Встречаются они преимущественно среди верхнедевонских красноцветных отложений, но отдельные дайки и некки секут также нижиекаменноугольные отложения, Известны дайки, например, в районе оз. Интиколь, пересекающие верхнепалеозойские угленосные отложения, возраст кото­рых по флоре определяется в пределах от среднего карбона до нижией перми (Радченко, 1 955) . Среди юрских отложений дайки базальтов не обнаружены. Таким образом, возраст молодых базальтов определяется интервалом времени верхняя пермь - триас, что сближает их с траппами Сибирской платформы.

Протяженность даек варьирует в пределах от первых десятков до сотен метров при незначительной ширине, в редких случаях достигающей 10- 1 5 м. Трубообразные тела, или некки, имеют размеры, не превышающие нескольких десятков метров в попереч­нике. Стенки даек и некков чаще всего вертикальны. В некоторых случаях, например в районе оз. Учум, дайки группируются в параллельные ряды.

Петрографический состав молодых базальтов сравнительно однообразен и, как вид­но по результатам химического их изучения, весьма близок к типичным платобазаль­там (таблица) .

* Изв. АН СССР. Сер. геол. 1957, NQ 10. С. 94-97. 32

Химический состав базальтов

Базальт с Базальт (Котель- Западная

Базальт, A1iальци- Трахидоле- включениями IDIKOB . 1 936) часть Чулы-Окислы мовый рит, улус леридотита, мо-Енисей-

оз. Учум днабаз, Бараджуль д. Кангарово оз. Чер- ст. Копь- ской вла-ст. Копьево иое ево ДИНЫ

SЮ, 42,58 4 1,81 44, 1 5 39,88 43,92 45,02 43,29 ТЮ, 3 , 15 2,52 2, 1 8 2, 19 3,22 2,91 1,74 Аl, Оз 14,03 1 2,01 1 2,00 10,48 14, 1 8 1 5,05 1 8,6 1 Fе, Оз 6,66 8,30 4,29 5 , 18 7 ,2 1 7,65 8,03 FeO 5,23 7 , 10 9,82 8,04 6,84 6,65 3,3 1 MnO 0,08 0,07 0, 10 0,37 0,25 0,21 MgO 1 2,54 6,46 7,8 1 1 5,72 6,24 6,25 5,46 СаО 5,91 8,65 8,96 6,90 1 1,04 9,4 1 1 2,40 Na, O 2,39 1,97 4,44 1,64 2,56 2,42 2,90 К, О 0,62 1 ,53 0,56 0,46 0,76 0,92 1 ,00 Р' 05 0,34 0,44 0,76 0,78 0,36 0,3 1 -Н, О 6,70 7,90 4,53 7,70 2,63 3,39 2,51

С у м м а 100, 1 3 98,76 99,66 99,34 100,84* 100,79 100,86 **

• Включая 1 ,63% СО, . • • Включая 0,6 1% СО, .

Главнейшие отличия между разновидностями базальтов определяются главным образом различиой степенью вторичных изменений или кристалличности пород и лишь в редких случаях незначительными, но привлекающими внимание отклонениями мине­ралогического состава.

Наиболее обычны совершенно свежие базальты черной окраски, богатые стеклова­тым базисом, среди которого рассеяны мелкие (не более 3 мм) , преимущественно идиоморфные кристаллы оливина. В сравнительно редких случаях среди фенокрист встречаются лейсты лабрадора. Основная масса базальтов витрофировая, с обильным стекловатым базисом, в котором рассеяны многочисленные мелкие лей сты лабра­дора и зернышки моноклинного пироксена. Оливин имеет (-) 2 У = 640 , Ng-Np = 0,046, Nm = 1 ,8 1 2, что соответствует 65% Fe2 Si04 • Для моноклинного пироксена определены (+) 2У = 42, cNg = 4з0 , Ng-Np = 0,028 .

Обычны в базальтах апатит и магнетит, а также вторичные минералы, частично заме­щающие оливин и пироксен, - серпентин, хлорит, серицит, карбонат. В некоторых случаях могут быть отмечены существенные постмагматические изменения молодых базальтов, связанные с почти полным замещением темноцветных компонентов и стек­ловатого базиса породы вторичными минералами.

Структура базальтов в целом порфировая, основной массы чаще всего криптокрис­тa,uлическая или витрофировая, но в зернистых породах трахитоидная или интерсер­тальная.

В сильно измененных зернистых породах, близких к габбро-диабазам, около пос. Ко­жикова (левый берег р. Черный Июс) встречен анальцим. Он образует овальные скоп­ления размером 3-4 мм. Для него определен N = 1 ,485 . Анальцим отмечен также в дай­ке базальта на берегу оз. Черного (Котельников, 1 936) .

В некке около улуса Бараджуль наблюдаются редкие включения (0, 1 5-0,7 см) совершенно прозрачного стекловатого адуляра cNg = 1 ,5 3 1 , Np = 1 ,524, (-) 2 V = 620 .

Для некков , а также для некоторых даек весьма типично присутствие разнообразных инородных включений (ксенолитов) , представленных породами, резко отличными от тех, которые вмещают тела молодых базальтов. Эти включения обычно угловатые, иногда округленные, имеют размеры, варьирующие от нескольких миллиметров до 10-1 5 см. 3. Зак. 1492 зз

В некках Бараджульском и "Трех Братьев", расположенных среди красноцветных пород верхнего девона, ксенолиты представлены частиtffiо окремневшими серыми мергелями, характерными для среднего девона. Секущий красноцветные породы верх­него девона некк, обнаруженный около совхоза "Камышта", к юго-западу от оз. Учум, наряду с весьма обильными ксенолитами таких же мергелей и известняков содержит включения зеленовато-серых кремнистых пород, напоминающих кембрийские отло­жения.

Общая картина связанного с внедрением базальтов выноса кластического материала из глубоких горизонтов дополняется наличием среди обломков мелких включений перидотита, состоящих из идиоморфных зерен бутылоtffiо-зеленого оливина и диаллага или авгита. Среди базальтов, выступающих в обрыве невысокой террасы -р. Чулым около д. Кангарово, такие включения перидотита, достигающие 20-25 см в попереч­нике, весьма обильны. В ряде случаев контактная оторочка таких включений сопро­вождается закаленной зоной витрофирового базальта шириной до 5-7 мм. Помимо оливина и пироксена, почти совершенно не затронутых вториtffiыми изменениями, в перидотитовых включениях присутствуют зеленая шпинель и хромит.

Таким образом, некки молодых базальтов Минусинского межгорного прогиба обнаруживают черты сходства с так называемыми трубками взрыва, известными в Южной Африке и на Сибирской платформе. С трубками взрыва их сближают не только морфологические , но и более существенные черты, указывающие на то, что образование базальтовых некков связано с перемещением из глубоких недр к земной поверхности разнородного материала , захваченного магмой в процессе ее внедрения.

Пространственное размещение молодых базальтов в Минусинском межгорном прогибе закономерно. Все известные их выходы сосредоточены в пределах Чулымо­Енисейской (или Северо-Минусинской, как ее иначе называют) впадины, где некки и дайки молодых базальтов полукольцом окружают крупное Копьевское антиклиналь­ное поднятие, расположенное в центральной части этой впадины.

Локализация даек и некков молодых базальтов вокруг Копьевского антиклиналь­ного поднятия может быть объяснена образованием соответствующей системы трещин растяжения, своеобразие которой определяется тем, что проникавшие по этим трещи­нам магматические расплавы выносились, несомненно, из весьма глубоких зон. Это подтверждается не только обилием ксенолитов, среди которых в качестве "вестников" весьма значительных глубин присутствуют перидотиты, но и недифференцированным составом продуктов кристаллизации магмы, весьма близких по составу к типу плато­базальтов . . Отсюда возникает представление об уходящем в глубокие зоны земиой оболочки крупном кольцевом разломе, облекающем Копьевское антиклинальное поднятие.

Развитие этого кольцевого разлома в пределах Чулымо-Енисейской впадины в конце палеозоя - начале мезозоя определяется в основном тем, что именно в это время север­ная часть Минусинского межгорного прогиба, в девоне и карбоне сравнительно при­поднятая , оказывается захваченной опусканиями, распространившимися из Чулымской синеклизы. Вследствие этого фундамент, на котором покоится осадоtffiый чехол Мину­синского межгорного прогиба, изгибается и апикальная часть возникшего весьма поло­гого продольного свода, приходящаяся на Чулымо-Енисейскую впадину, подвергается раскалыванию. Образовавшаяся система трещин подчиняется структуре возникшего в процессе девонского развития Копьевского антиклинального поднятия и приобре­тает кольцевое строение.

Некки Чулымо-Енисейской впадины закономерно располагаются по отношению не только к структуре Минусинского межгорного прогиба, но также и к некоторым элементам тектоники Сибирской платформы. В частности, они сосредоточиваются на юго-западном продолжении крупного флексурообразного изгиба, ограничивающего Тунгусскую синеклизу на юго-востоке и прослеживающегося в юго-западном направ­лении на огромном протяжении (Оффман, 1 956) . Если учесть общие представления Н.С . Шатского ( 1 948) в отношении структур глубокого заложения, охватывающих как з4

геосинклинальные системы, так и платформы, то, может быть, такая закономерность не покажется случайной, хотя имеющимися сейчас материалами, помимо данных о сходстве вулканогенных образований, расположенных в обрамлении Тунгусской синеклизы и в предел'ах Чулымо-Енисейской впадины, наличие такой структуры подтвердить очень трудно.

Изложенные выше данные о молодых базальтах Минусинского межгорного прогиба должны быть учтены при дальнейших поисках алмазов в Сибири.

I НЕФЕЛИНОВЫЕ РУДЫ И ЩЕЛОЧНЫЕ НЕФЕЛИНСОДЕРЖАЩИЕ ПОРОДЫ

ЮГА КРАСНОЯРСКОГО КРАЯ*

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ПО ИСГОРИИ ИЗУЧЕНИЯ НЕФЕЛИНСОДЕРЖАЩИХ ЩЕЛОЧНЬ� ПОРОД

Первые сведения о щелочных нефелинсодержащих породах юга Красноярского края бьmи получены в результате исследований, проведенных в 1 909- 1 9 1 0 п. по по­ручению Минералогического общества ИЛ. Рачковским ( 1 9 12, 1 923) , предпринявшим поиски коренного выхода тешенита, найденного на Хакасском могильнике по р. Чиби­жек основателем Краеведческого музея в г. Минусинске Н.М. Мартьяновым и описан­ного Р. Рейнишем (Reinisch, 1 899) . ИЛ. Рачковский обследовал обширную территорию в районе СТ. Копьево, где рассмотрел выходы Копьевского антиклинального поднятия и значительные площади в предгорьях Кузнецкого Алатау, в бассейне р. Берешь обна­ружил широкое распространение гипабиссальных нефелинсодержащих пород, назван­ных им ийолит-порфирами, после исследований О. Эрдманнсдорфера (Еrdmаnnsdбrfеr, 1 928, 1 929) приобретших известность под названием берешитов .

Составленное И.П. Рачковским ( 1 9 1 2) подробное описание тешенитовой сопки Те­ляшкина улуса и до сих пор можно рассматривать в качестве наиболее полной и точной характеристики развитых здесь пород, представленных, помимо тешенитов, также те­шенито-пироксенитами и уртитами. Одно обстоятельство привлекает особое внимание в этих описаниях ИЛ. Рачковского, именно тот факт, что им указано присутствие не­фелина также и в породах, образующих систему покровов в мощной толще, выступаю­щей в ядре Копьевского антиклинального поднятия и относящейся к девону. После­дующими исследованиями эти его указания, правда отмеченные ссылками на то, что нефелин в этих породах подвергается разложению, не подтвердились. Химические характеристики пород, установленных ИЛ. Рачковским на тешенитовой сопке, до сих пор являются единственными, а его описания - лучшими из известных в настоящее время.

В 1 9 1 2 Г . Я .С. Эдельштейн указал на распространение нефелиновых сиенитов в районе ОЗ. Булан-Куль. Я.С. Эдельштейном ( 1 929) по материалам, собранным А.Г. Вологди­ным ( 1 925) , была обнаружена новая область распространения щелочных нефелин­содержащих .пород на юге Красноярского края, на правобережье Енисея, в бассейне р. Сыды. Подробное описание наиболее интересных с петрографической точки зрения пород массива горы Сайбар привело Я .С . Эдельштейна ( 1 929) к выводу о целесооб­разности выделения их под названием саЙбаритов. Сопровождаемое химическими анали­зами детальное петрографическое исследование этих пород представляет несомненную

*Полезные ископаемые Красноярского края. М. : Изд-во АН СССР, 1959. С. 194-222. 35

ценность и в настоящее время, хотя на Сайбаре в последующее время работали мно­гие исследователи.

Более полное представление о широком распространении нефелинсодержащих пород на правобережье Енисея можно получить по кратким описаниям А.Г. Вологдина ( 1 932) , указавшего на их наличие также в районе горы Высокой (к северо-востоку от д. Боль­шой Телек) и близ сел. Буровского (к западу от хребта Кортус) .

В 1 930 г. Г .С . Лабазиным было отмечено наличие нефелина в сложно построенном массиве сиенит-диоритов и гранитоидов близ ст. Сон (Тырданов улус) .

В 1 932 г. А.Н. Чураков установил развитие нефелинсодержащих пород в Кузнецком Алатау, на правом берегу р. Базыр, по правому берегу р. Ничкурюп, на Дедовой горе и на Андрюшкиной Речке.

В итоге уже к началу 30-х годов были известны почти все те месторождения нефелин­содержащих пород, с которыми приходится сталкиваться на юге Красноярского края и в настоящее время.

Практический интерес, проявленный в 30-х годах к нефелинсодержащим породам, обусловил появление соответствующих обзорных работ.

Первую сводку по нефелиновым месторождениям Западио-Сибирского края дал Ю.А. Кузнецов ( 1 933, 1 934) , осветивший главнейшие особенности состава нефелин­содержащих пород юга Красноярского края и отметивший их возрастные соотношения.

В 1 937 г. обширная сводка, охватившая всю территорию Советского Союза, была написана Б .М . Куплетским, который уделил серьезное внимание также щелочным по­родам интересующего нас района. В итоге проведенного им сопоставления всех имев­шихся к этому времени данных Б .М. Куплетский приходит к выводу, что наблюдав­шиеся на юге Красноярского края щелочные породы принадлежат к двум генетическим группам. Одии из них относятся к ряду нормальных нефелиновых сиенитов, другие "несомненно ассоциируют с основными породами, причем в ряде случаев можно с до­стоверностью утверждать, что исходной магмой, давшей нефелиновые основные поро­ды типа тешенитов, уртитов или ийолит-порфиров (берешитов) , были растворы типа эссекситовой магмы" (1 937, с. 1 82) .

К началу 40-х годов, когда "при изучении использования нефелина исследователи столкнулись с вопросом дешевого и эффективного получения окиси алюминия для металлургии этого металла" (Ферсман, 1 94 1 , с. 238) , практическое значение известных в Красноярском крае месторождений нефелинсодержащих пород стало совершенно очевидным.

Великая Отечественная воЙна не позволила в необходимом объеме развернуть работу по изучению месторождений, но сразу же после ее окончания бьmи начаты разносто­ронние исследования наиболее перспективных районов распространения нефелинсодер­жащих пород.

В 1 945 г. И.к. Бажен�в подвел итоги результатам петрографического изучения щелочных пород юга :Красноярского края, особо выделив описание тералитов горы Горячей на р. Базыр и берешитов Андрюшкиной Речки, известных по прежним указа­ниям А.н. Чуракова ( 1 932) . По мнению И.К. Баженова ( 1 945) , развитые в предгорьях Кузнецкого Алатау щелочные породы являются производными эссекситuвой магмы.

В 1 948 г. З .Е . Федоров привел геолого-петрографическое описание щелочных пород Тубино-Сыдинского района.

Однако только последующее изучение нефелинсодержащих пород юга Красноярско­го края, в частности месторождений Горячегорского и Андрюшкина Речка, позволило определить действительное их практическое значение.

До известной степени в практическом аспекте и излагаются далее материалы по ха­рактеристике месторождений нефелинсодержащих пород юга Красноярского края.

36

ОБЗОР МЕСГОРОЖДЕНИЙ НЕФЕЛИНОВЫХ РУД И НЕФЕЛИНСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД

Проведенные к настоящему времени работы по изучению нефелинсодержащих пород юга Красноярского края позволяют выделить сейчас два типа нефелиновых руд - горя­чегорский и берешитовыЙ. Широкое распространение на территории края двух щелоч­ных нефелинсодержащих пород свидетельствует о том, что дальнейшее развитие работ в направлении выявления сырьевых ресурсов позволит обнаружить другие типы нефели­новых руд, пригодных для использования в алюминиевой промышленности.

Предлагаемый ниже обзор делится на две части. Первая часть посвящена характерис­тике месторождений нефелиновых руд, во второй части освещаются состав, условия за­легания и распространение разнообразных нефелинсодержащих пород.

Месторождения нефелиновых руд

К числу месторождений нефелиновых руд на юге Красноярского края могут быть отнесены Горячегорское и Андрюшкина Речка (рисунок) .

Горячегорское месторождение характеризуется развитием совершенно определенно­го типа пород, весьма своеобразных, получивших ло предложению И.К. Баженова ( 1 945) не совсем точное наименование тералитов, хотя ранее они бьV1И названы А.Н. Чураковым ( 1 932) нефелиновыми сиенитами. Породы эти отличаются прежде все­го весьма высоким содержанием нефелина, достигающим 70-80%, а в среднем состав­ляющим около 55%; ностоянным присутствием плагиоклаза, обычно среднего или основного; весьма незначительным в боЛЬШИНСТlJе случаев содержанием калиево­натриевого полевого шпата и присутствием ав гита, переходящего в титан-ав гит или эги­рин-авгит, и реже оливина. Мной было предложено для них название тералито-сиенитов вследствие относительной бедности их темноцветными минералами по сравнению с типичными тералитами. В этом отношении показателен и химический состав этих пород, согласно которому они занимают как бы промежуточное положение между собственно тералитами и нефелиновыми сиенитами.

ЧТО, касается месторождения Андрюшкина Речка, то свойственные ему нефелиновые руды в петрографическом отношении представляют собой гипабиссальные аналоги тералито-сиенитов и носят устойчиво закрепившееся за ними название берешитов. Минералогический состав берешитов существенно сходен с составом тералито-сиени­тов горячегорского тип'а, но они резко отличаются своей порфировой структурой с обильными фенокристаллами идиоморфного нефелина.

Горячегорское месторождение нефелиновых руд расположено на правом берегу р. Базыр, в пределах Чулымо-Енисейской впадины (Шарыповский район Красноярского края) .

Месторождение представлено крупным штокообразным телом тералито-сиенитов, имеющим в сечении почти правильную округлую форму, с несколько обособленной в северной части дайкообразной апофизой северо-западного, близкого к меридионально­му простирания. В северо-восточной части месторождения расположена серия неболь­ших дайкообразных тел, ориентированных также в северо-западном направлении.

К востоку от главного рудного тела находится еще одно штокообразное тело, почти округлой в сечении формы. Все эти тела размещаются среди полого наклоненной на восток серии покровов излившихся пород диабазового состава в области, непосред­ственно прилегающей к рудным телам, подвергшихся гидротермальному изменению, а в удалении от них весьма свежих.

Наиболее изученной частью Горячегорского месторождения является отмеченное выше крупное тело с отходящей от него к северу апофизоЙ. Это тело сложено двумя главнейшими разновидностями пород, отличающимися главным образом структурны­ми особенностями, но отчасти также минералогическим и химическим составом (табл. 1 ) .

.

Равномернозернистые тералито-сиениты образуют главную часть крупного штоко-37

Обзорная схема расположения месторождений нефелиновых руд и нефелинсодержащих пород

1 -8 - месторождения : 1 - Горячегорское, 2 - Андрюшкина Речка, 3 - Тырдановское, 4 Чирлых-Гельское, 5 - Сайбарское, 6 - Буровское, 7 - горы Высокой, 8 - Теляшкин улус

образного тела, 'тогда как порфировидные сосредоточены в его северо-восточной части и целиком слагают отходящую от н.его апофизу.

Помимо этих двух главных разновидностей, в строении массива принимают участие, с одной стороны, разновидности, обогащенные темноцветными минералами, развитые местами на периферин массива, в пределах узкой краевой его оторочки, с другой сто­роны - секущие дайковые тела берешитов, диабазов, порфиритов, реже щелочных аплитов и пегматитов .

Для равномернозернистых нефелиновых руд характерно присутствие главным об­разом нефелина, плагиоклаза, ав гита, местами переходящего в титан-ав гит или эгирин­авгит, сравнительно небольшого количества калиевого полевого шпата, а также нали­чие небольших количеств апатита и титаномагнетита . Спорадически в породах присут­ствуют эгирин, щелочные амфиболы, сульфиды меди, железа и свинца в виде халько­пирита, пирита и галенита, а также флюорит, но количества их обычно незначительны. Характерно часто обилие вторичных минералов : канкринита, гидро сл юд, цеолитов, серицита, пелитовой мути, кальцита, реже эпидота и цоизита.

Порфировидные тералито-сиениты отличаются главным образом существенным со­держанием калиево-натриевого полевого шпата вместо плагиоклаза, который обычно в этих породах присутствует в меньшем количестве и отличается более кислым соста­вом. Кроме того, в них больше нефелина, количество которого достигает местами 70-80%. Наконец, отличительной чертой их состава является относительно большая роль оливина среди темноцветных компонентов породы. В отличие от равномернозернистых тералито-сиенитов, характеризующихся в общем гипидиоморфнозернистой структу-

38

Таблица 1. Химический состав равномернозериистых и порфировидиых тералнто-сиеиитов Горичегорского месторождении (в %)

Окислы Равномерно- Порфировидный Окислы Равномерно- Порфировидный зернистый тералито-сиенит зернистый тералито-сиенит тералито- тералито-сиенит сиенит

SЮ. 42,43 48,10 СаО 9,10 6,78 ТЮ. 0,81 0,50 Na. O 6,20 7,40 Аl. Оэ 2 1 ,77 20,57 К. О 1 ,50 2,08 Fе. Оэ 4,4 1 4,53 МПО FeO 5 ,94 4,7 1 П.п.п. 5,21 3,98 MgO 1 ,32 0,37 С у м м а 98,69 99,02

рой с идиоморфными В ряде случаев кристаллами нефелина и ксеноморфным авгитом и его разновидностями, в порфировидных тералито-сиенитах резко обособляются вы­деляющиеся своими размерами крупные кристаллы нефелина (до 2-3 см и более в по­перечнике) , густо расположенные среди основной равномернозернистой массы породы.

Обе разновидности тералито-сиенитов внешне различаются довольно легко - струк­турными особенностями, но окраска их в обоих случаях может быть либо розоватой, либо зеленоватой, зависящей от окраски господствующих в породе кристаллов нефе­лина.

Характеристика отдельных минералов, входящих в состав главных разновидностей пород этого массива, заслуживает внимания, поэтому необходимо ее привести хотя бы вкратце.

Нефелин в породе обычно представлен идиоморфными кристаллами, имеющими в сечении гексагональные или квадратные очертания. Однако внимательное изучение показывает, что в ряде случаев краевые оторочки отдельных кристаллов извилисты и содержат включения плагиоклаза и темноцветных минералов. Кристаллы нефелина часто разрушены, иногда нацело, и замещены канкринитом, гидрослюдами и цеолита­ми, реже анальцимом. Химический состав нефелина (табл. 2) указывает на пониженное содержание в нем щелочей по сравнению с нефелинами Кольского полуострова, а так­же на повышенное содержание окиси кальция и полуторных окислов, что является, не­сомненно, eCTeCTB�HHЫM следствием процессов вторичного изменения минерала, хотя для полуторных окислов железа это может быть объяснено и наличием мелких рудных включений.

Основываясь на результатах химического анализа (см. табл. 2) , И.К. Б аженов отно­сит калиево-натриевый полевой шпат к анортоклазу. Однако в действительности калие­во-натриевый полевой шпат представлен только микроклином, обычно имеющим тончайшее криптопертитовое строение. Принадлежность его к микроклину установлена рядом измерений на федоровском столике, а также прямыми наблюдениями за отдель­ными, правда редко встречающимися, зернами с отчетливым решетчатым, типичным для микроклина строением. Вследствие этого определение И.К. Баженова, опи­рающееся на один случайный химический анализ, нельзя считать правильным. Калиево­натриевый полевой UП1ат обычно ксеноморфен.

Плагиоклаз, таблитчатый или лейстовидный, часто образует сростки, обычно с поли­синтетическими и простыми двойниками. Состав его изменчив, колеблется от лабрадо­ра до альбит-олигоклаза. Наблюдающиеся далеко не часто зонарные кристаллы в ядре содержат лабрадор, к периферии раскисляющийся до олигоклаза или альбит-олигоклаза. Присутствуют также альбитовые оторочки вокруг зонарных и обычных кристаллов плагиоклаза и редкие агрегаты вторичного альбита. Более основные плагиоклазы тя­готеют к равномернозернистым нефелиновым рудам, кислые - и порфировидным.

Пироксен обычно представлен короткопризматическими кристаллами авгита, неред-

з9

Таблица 2. Химический состав мииералов из иефелиновых руд Горячегорского месторождения (в %) по И.К. Баженову, 1945

Мниерал SЮ. ТЮ. Аl. Оэ Fe,o. FeO MgO

Нефелин 45,92 Следы 34,69 1 ,33 0,59 Полево!! шпат 66,09 1 9,52 1,73 0,45 0, 14 калиево-натриевы!!

Минерал I СаО ВаО Na. O К. О+ Н. О+ Н, О- Сумма

Нефелин 2,96 1 0, 1 9 1 ,98 1 ,4 1 0,98 100,05 Полево!! шпат 0,6 1 Следы 7,38 2,89 0,84 0,28 99,93 калиево-натриевы!!

ко титан-ав гита, к периферии переходящими в зеленоватый эгирин-авгит. Изредка он окаймляется узкои оторочкой кристаллов эгирина или мелкими игольчатыми кристал­лами щелочного амфибола. Иногда его окружают сравнительно крупные кристаллы щелочного амфибола, но такие случаи исключительно редки. Пироксен неф6линсодер­жащих пород горы Горячей И.К. Баженов относит к ряду диопсид-геденбергита с эгири­новой частицей, с чем Аельзя согласиться. Оптическая характеристика, приведенная для него этим исследователем, должна быть уточнена в том отношении, что двупреломле­ние минерала достигает 0,023-0,024, угол оптических осей колеблется в пределах от 52 до 580 , cNg = 45-500 . Постоянно наблюдаемые переходы в титан-ав гит и эгирин­авгит, а также появляющаяся в отдельных случаях структура песочных часов не остав­ляет сомнений в принадлежности пироксена к группе авгита. Переход ав гита в эгирин­авгит, а .в наиболее богатых щелочами породах, в частности в порфировидных тералито­сиенитах, в эгирин постепенный.

Оливин наблюдается главным образом в ПОРфИРОВИДНi>IХ рудах. В раВНОl'1ернозернистых тералито-сиенитах встречаются преимущественно продукты

первичномагматического распада кристаллов оливина в виде скоплений параллельно расположенных пластинок титаномагнетита или рудных скоплений, часто ассоциирую­щихся с зернами пироксена. Хорошо сохранившиеся кристаллы оливина прозрачны, но нередко содержат тончайшие рудные включения. Двупреломление оливина около 0,040; 2У = 60-650 .

Указанные выше главные первичные минералы нефелиновых руд образуют крупные зерна, достигающие 4-5 мм, а иногда и больше. Только оливин представлен сравнитель­но мелкими, не более 2-3 мм, кристаллами. Нередко крупные размеры имеют также кристаллы акцессорных минералов - апатита и титаномагнетита, но размеры последнего варьируют очень сильно, и в ряде случаев зерна его приобретают характер тончайшей "сыпи", включенной в зерна пироксена или оливина.

В большинстве случаев первичные минералы породы, в первую очередь нефелин, подверглись частичному, а нередко более или менее интенсивному разложению с заме­щением их вторичными минералами. Эти изменения связаны с превращением нефелина в агрегаты канкринита, гидрослюд и цеолитов, плагиоклаза - в каолин-серицитовые arperaT�I, калиево-натриевого полевого шпата - в пелитовые агрегаты, авгита и его раз­новидностей - в хлорит, оливина - в серпентин. Помимо этих минералов, среди про­дуктов разложения первичных минералов нередко появляются еще кальцит, реже эпи­дот и цоизит. Изредка эти минералы встречаются и в секущих породу тончайших про­жилках. Первоначально предполагалось, что разрушение первичных минералов связано с явлениями выветривания, но в дальнейшем выяснилось, что процессы разложения нефелина не ограничиваются верхними горизонтами месторождения, а прослеживаются 40

также и на глубину. Простой вопрос о степени вторичных изменений нефелина в рудах Горячегорского месторождения приобрел принципиально важное практическое значение. С самого начала бьmо совершенно очевидно, что попытка выделения руд с неразрушенным, свежим нефелином привела бы к потере местррождения в целом, так как можно было бы в зтом случае рассчитывать только на ограниченные запасы не­больших изолированных блоков. Однако потребовалось провести огромную работу по количественно-минералогическому изучению руд и установить действительную картину изменчнвости нефелина, чтобы убеднться в том, что можно либо считать рудной массой все нефелиновые руды, независимо от степени вторичных изменений нефеЛИ!lа, либо от­казаться от решения проблемы использования сырьевых ресурсов месторождения.

Эта работа опиралась на изучение количественно-минералогического состава пород с выделением при изучении под микроскопом нефелина разрушенного, частично разру­шенного и свежего. Для такого исследования первоначально бьtли отобраны пробы через 2 м, а затем, когда выяснилось, что на месторождении наблюдается частая смена свежего и разрушенного нефелина, не позволяющая обособцть участки со свежим нефе­лином, систематическое опробование руд бьmо проведено с пятиметровым интервалом.

Вследствие крупнозернистого строения пород для количественно-минералогического исследования изготавливали шлифы размером от 3Х4 дО 4Х5 см, реже более мелкие, по которым при помощи пушинтегратора проводили количественный учет содержания нефелина свежего, частично разрушенного и полностью разрушенного, а также содержа­ния полевых шпатов, темноцветных и рудных зерен.

В итоге исследований с полной очевидностью бьmо установлено, что в пределах месторождений не могут быть выделены блоки руды с неразрушенным нефелином. Далее они показали, что содержание свежего нефелина в среднем по месторождению составляет около 15% против 50-55% общего нефелина (включая продукты его раз­ложения) для равномерно зернистых тералито-сиенитов и около 55-60% для порфиро­видных. Наконец, они позволили прийти к выводу, что месторождение нефелиновых руд должно в дальнейшем рассматриваться как единое рудное тело, в котором среднее содержание глинозема составляет около 22%.

О генезисе месторождения в настоящее время высказаны две диаметрально противо­положные точки зрения.

А.Н. Чураков называл их нефелиновыми сиенитами и рассматривал в качестве про­изводных, гранитной магмы. В его представлении массив "нефелиновых сиенитов" горы Горячей, так же как и другие массивы щелочных пород, в частности горы Дедовой около СТ. СОН И на ОЗ. Булан-Куль, образовался в связи с внедрением щелочной магмы, происшедшим "несколько позже" молодой, силурийской гранитной ИНТРУЗИИ. Вместе с тем он подчеркивает, что интрузия нефелиновых сиенитов "является генетически тес­нейшим образом связанной с молодыми гранитами" ( 1 932, С. 46) .

Высказанные А.Н. Чураковым соображения о происхождении щелочных пород опирались только на общие геологические построения и очень мало считались с данны­ми о петрографических особенностях пород. Позтому пятью годами позже Б .М . Куп­летский ( 1 937) , подводя итоги нашим знаниям по щелочным породам юга Краснояр­ского края , пришел к иному взгляду на происхождение щелочных пород и указал, что наряду с нефелиновыми сиенитами нормального ряда здесь имеются тешениты, уртиты и берешиты, несомненно связанные с дифференциацией основной магмы зссек­ситового типа. Этот взгляд на происхождение щелочных пород в работах И.К. Бажено­ва получил несколько одностороннее освещение, что можно видеть из его заключения по интересующему нас вопросу, сформулированного следующим образом: "По имею­щимся данным, все щелочные породы зтого района (имеется в виду в целом Кузнец­кий Алатау. - ИЛ) имеют общее происхождение за счет одной магмы , а именно зссек­ситовой" ( 1945 , С. 292) . Несмотря на то что мы не склонны считать столь широкое обобщение правильным и полагаем, что среди щелочных пород юга края имеются две различные генетические ветви, для нефелиновых руд Горячегорского мес:roрождения следует признать наиболее приемлемой точку зрения, предпошiгающую связь их с основ-

41

ными магмами эссекситового состава ·или близкого к эссекситовому. В этом убеждает прежде всего минералогический состав пород, характерной чертой которого, если от­бросить нефелин, является сочетание основного или более или менее раскисленного плагиоклаза и авгита, т.е . ассоциации, типичной для продуктов кристаллизации основ­ных магм. Петрографическая близость к базалыоидам гипабиссальных разностей тера­лито-сиенитов, представленных рассматриваемыми ниже берешитами, выявляется особенно ярко. Такой взгляд подтверждается пространственной локализацией терали­то-сиенитов в области развития диабазовых покровов, в составе которых, как ука­зывают некоторые исследователи (и.п. Рачковский, И.К Баженоu) , присутствует нефелин, что , правда, нашими наблюдениями не установлено. Наконец, в том же направ­лении следует решать вопрос о связях между интрузиями щелочных пород и излияния­ми основных магм, исходя из данных о возрасте тех и других. Это свидетельствует о том, что щелочные интрузии типа тералито-сиенитов горы Горячей и берешитов Андрюшкиной Речки возникли непосредственно вслед за мощными излияниями основ­ных магм в девонское время в связи с предживетскими поднятиями.

Следует отметить, что до сего времени при определении возраста щелочных интру­зий, давших нефелиновые руды Горячегорского месторождения, приходилось основы· ваться на сведениях о наличии в районе оз. Алабуга берешитовой дайки, секущей живет­ские слои. Тесные взаимосвязи берешитов с тералито-сиенитами не оставляпи сомнений в постживетском возрасте также и последних. Однако. проведенные автором исследова­ния показали, что в пункте, в котором ранее бьта отмечена дайка берешитов , пере­секающая живетские слои, в действительности имеются только россыпи валунов и галь­ки, в частности, берешитовоro состава, протягивающиеся полосой северо-восточного простирания вдоль древнего русла одного из притоков р. Базыр.

Вследствие этого , естественно, поколебалось представление о постживетском воз­расте и тералито-сиенитов и берешитов. При отсутствии надежных материалов , указы­вающих на наличие каких-либо интрузий, прорывающих живетские слои, приходится считаться с теми данными, которые указывают на петрографическую близость рас­сматриваемых пород с продуктами девонских излияний основной магмы, и предпола­гать доживетский возраст тералито-сиенитов и связанных с ним берешитов и их генети­ческую связь с основной магмой эссекситового состава.

А.Н. Чураков ( 1 932) , а затем и другие исследователи высказывали предположение о приуроченности щелочных пород, в частности тералито-сиенитов, к системе раэломов, обрамляющих с востока Кузнецкий· Алатау. Сейчас это подтверждается фактами, сви­детельствующими о том, что параллельно с длительным прогибанием системы девон­ских впадин, объединенных в общую структуру Минусинского межгорного прогиба, Кузнецкий Алатау столь же длительное время относительно поднимался. Естественно, что по границе этих двух областей развивались многочисленные разломы, в основном меридионального напраjiления. Эти разломы сейчас уже хорошо известнь! и зафикси­рованы в ряде пунктов, там, где развиты осадочные толщи девона и где нередко они обнаруживаются лишь по продолжающим разломы флексурам. Такие разломы очень трудно выявить в однообразной и с трудом поддающейся расчленению мощной толще излившихся пород диабазового состава. Тем не менее можно предполагать, что и Горя­чегорское месторождение образовалось в зоне разлома, рассекающей систему покровов в направлении, близком к меридиональному. Наличие соответствующей системы текто­нических трещин фиксируется достаточно отчетливо в северо-восточной части место­рождения, где локализуются апофиза северо-западного направления и группа в общем параллельно ориентированных дайковых тел , р!едующих тому же направлению.

В пользу raKoro предположения говорят и известные сейчас данные о приурочен­ности всей системы интрузивных тел тералито-сиенитового и берешитового состава к пологому антиклинальному своду северо-восточного , почти меридионального про­стирания, расколотому системой трещин, по которым проникли дайки берешито.в. Общее их распространение указывает на преимущественную локализацию таких тре­щин, заполненных продуктами кристаллизации щелочной магмы, в периферических 42

частях обширного свода. Естественная эволюция магматического расrmава, способ­ствовавшая обособленно именно щелочных остатков , очевидно, протекала в наиболее благоприятных условиях, в той области, где покровы бьmи более мощными и где соответственно магматические очаги в течеЮlе значительного промежутка времени были прикрыты JIепроницаемым панцирем и лишь при последующем расчленении тре­щинами дали ответвлеЮlЯ, представленные интрузивными телами щелочных пород.

В той же связи с общими представлеЮlЯМИ о структурных взаимоотношениях интру­зий щелочной . магмы более ВЮlмательное рассмотреЮlе данных по Горячегорскому месторождению позволяет сделать ВЫВОД, что , проникая по трещине или системе трещин близкого к меридиональному простирания, щелочная магма подверглась частичной дифференциации, в результате чего состав порфировидных тералито-сиеЮlТОВ несколь­ко обогатился щелочными минералами (включая нефелин) по сравнению с равномерно­зерЮlСТЫМИ. Сопоставляя эти данные со структурными особенностями пород и с данны­ми о распространении дайковых ответвлений и апофиз тела тералито-сиенитов на северо­востоке и востоке Горячеroрского месторождения, можно высказать в порядке пред­положения заключеЮlе , что система трещин бьmа несколько наклонена на востоко­северо-восток и что, таким образом, мы имеем дело со штокообразным телом, накло­ненным в указанном направлеЮlИ или, во всяком случае , постепенно расширявшим занятое первоначально пространство именно в этом направлеЮlИ. Вследствие этого в северо-восточной части месторождения в основном и сосредоточились продукты дифференциации наиболее богатые щелочами, кристаллизовавшиеся в условиях более Юlзких температур и приобретшие порфировидное строение.

Последующее развитие интрузивного тела связано с воздействием на него пост­магматических растворов, циркуляции которых способствовало образоваЮlе сложной системы трещин, ВОЗЮlкшей не только под ВЛИЯЮlем охлаждеЮlЯ тела, но и в результате частичной деформации его в период создаЮlЯ герцинских геологических структур.

Приведенный выше обзор, основанный на материала" · исследоваЮlЯ Горячеroрского и частично берешитовых месторождеЮlЙ, позволяет сделать ряд выводов относительно поисков аналогичного типа месторождений .

Прежде всего - о поисковых признаках месторождений типа Горячегорского . На основаЮlИ их связи с излияниями основной магмы девонского возраста устанавливают первую группу поисковых признаков, что выделяет задачу :'" В первую очередь разви­вать поисковые работы в районах широкого распространения этих ИЗЛИЯЮlЙ. С этой точки зрения необходимо предъявить серьезные требования к геологическим исследо­ваЮlЯМ, проводимым в настоящее время на юге Красноярского крак. Нельзя больше мириться с тем положеЮlем, что девонские вулканогенные толщи показываются при такого рода исследованиях огромными нерасчлененными площадями, оставляемыми и ныне при картировании в том виде, в котором мы их знаем уже многие десятки лет, с единственным отличием, что вместо индекса S2 -D1 сейчас на них стоит D 1 -D2 .

При дальнейших исследованиях вулканогенные толщи не только должны расчле­няться по стратиграфическим признакам, среди них необходимо, кроме того, выделять rmощади распространеЮlЯ излившихся пород различного состава, имея в виду, что мощ­ные толщи основных эффузивов могут представлять особенный интерес при поисках нефелиновых руд. Вместе с тем такое картироваЮlе позволит более полно выявить взаимосвязи между нефелиновым оруденением и фациальной изменчивостью вулка­ногенных образований девонского периода, что даст материал ДJIЯ дальнейшей, более строгой ориентировки поисковых работ.

Помимо общей закономерной связи с основными ИЗЛИЯЮlЯМИ, в качестве поисково­го признака следует учесть также тот факт, что нефелиновые рудь! горячегорского типа распространены в пределах развития мощных разрезов этих толщ, а также в облас­тях, где послеДЮlе вследствие предживет.ских деформаций подверглись расчленеЮlЮ системой трещин.

В этом отношеЮlИ весь район, в котором расположено Горячегорское месторожде­Юlе, привлекает особое внимание и заслуживает постановки поисковых работ в широ-

43

ких масштабах. При этом необходимо учесть все имеющиеся сведения о распростра­нении пород, аналогичных тералито-сиенитам.

Месторождение Андрюшкина Речка представлено вторым типом нефелиновых руд -берешитами. Почти полное тождество в минералогическом составе берешитов и рас­смотренных выше тералито-сиенитов горячегорского типа при резком различни их структуры, в общем порфировой, не оставляет сомнений в том, что берешиты являются гипабиссальными аналогами тералито-сиенитов.

Известные под названием месторождения Андрюшки на Речка пластовые залежи берешитов прослеживаются полосой почти меридионального простирания, с небольшим отклонением ' к юго-западу, на протяжении около 10 км. Следуя меридиональному направлению возвышенностей, находящихся на левобережье р. Берешь, эти пластовые залежи образуют систему более или менее изолированных одно от другого рудных тел .

Обнаруженные А.н. Чураковым на Андрюшкиной Речке берешиты первоначально бьши описаны им под названием нефелиновых порфиров или ийолит-порфиров (по И.П. Рачковскому) . В 1 929 г. эти породы бьши петрографически изучены О. Эрдманнс­дорфером (Егdmаппsdбгfег, 1 929) и названы берешитами вследствие их оригинального состава. Отличнтельной чертой этих пород по сравнению с обычными нефелиновыми порфирами или ийолит-порфирами является сочетание в них обильного нефелина с ав­гитом и основными плагиоклазами при незначнтеЛЬНОМ'содержании калиево-натриевого полевого шпата.

Пластовые залежи берешитов в районе месторождения залегают среди мощной толщи девонских излившихся пород преимущественно диабазового состава, в целом весьма полого наклоненных на восток и подстилающих отделенные от них трансгрессивным контактом осадочные толщи живетского возраста. Группа пластовых залежей приуроче­на к флексурообразному изгибу, образованному системой диабазовых покровов , вследствие чего в районе распространения этих залежей углы падения, характеризующие условия их залегания, а' также залегание вмещающих пород, достигают 200 и более, тогда как к востоку и к западу от месторождения падение системы покровов не пре­вышает нескольких градусов.

Единичные анализы, проведенные различными исследователями ДJ1я зтих пород, приведены в табл. 3 .

Среди развитых на месторождении берешитов могут быть установлены два типа руд - свежие, каменистые, и разрушенные, рыхлые.

Различия между свежими, или каменистыми, рудами, с одной стороны, и разрушен­ными, или рыхлыми, - с другой, в основном сводятся к различиям механических свойств породы и более глубоко не изучены, так же как не изучены в достаточной степени и причины возникновения разрушенных берешитов . Многие исследователи связывают образование разрушенных берешитов с процессами выветривания. Однако такое заключение не может считаться бесспорным.

К пе,трографическим особенностям берешитов можно отнести наличие резко идио­морфных порфировых выделений нефелина размером от 2-3 мм до 3-4 см, количе­ство которых колеблется в пределах от 30 до 50%, но во многих случаях достигает и более высоких значений. Порфировые выделения даже в свежих, каменистых, бере­шитах почти всегда оказываются частично или полностью замещенными вторичными продуктами разложения нефелина - канкринитом, цеолитами и гидрослюдами. Свежие кристаллы нефелина в порфировидных выделениях редки даже в тех случаях, когда макроскопический про смотр породы оставляет впечатление свежести кристаллов .

Помимо нефелина, среди фенокристаллов изредка встречается авгит в более мел­ких кристаллах.

В основной массе породы, кроме нефелина, количество которого здесь уже незна­чительно, присутствуют немногочисленные зерна калиево-натриевого полевого шпата,

обильные кристаллы плагиоклаза, авгит, обычно связанный переходами с титан-авгито� и эгирин-авгитом, изредка оливин, а также рудные зерна и апатит. Строение основнои

массы весьма напоминает интерсертальную структуру базальтов . В целом минералоги-44

Таблица 3. ХимичесЮlЙ состав несрелиновых руд месторождения Андрюwкина Речка (В %)

Окислы По А.Н. Чуракову По Эрдманнсдорферу По И.К Баженову ( 1932) (Erdmannsdorfer, 1 929) ( 1945)

Si02 45,79 47,25 45,36 Тi02 0,56 0,56 0,52 � O, 22, 19 23,60 20,52 Ре2 О. 5,76 4,79 6,21 РеО 4,57 3,28 3 ,92 МпО 0,37 0,20 0,77 MgO 0,97 0,80 1 ,50 СаО 4,35 4,30 5 ,15 ВаО 0,33 Na2 0 8,89 8,94 8,74 К2 О 1 ,95 2,60 1 ,89 Р2 О. 0,3 1 Н2 О+ 4,16 3 ,6 3 3,28 Н 2 О- 0,39 0,55 1 ,60 Сумма 99,95 100,50 100, 10

ческий состав пород существенно н е отличается от свойствеЮlОГО тералито-сиеЮlтам, и для него столь же характерны процессы вторичного изменеЮlЯ отдельных минералов. Близость минералогического состава подчеркивается и свойствами минералов. JJ,ля авгита может быть указано двупреломление около 0,026; cNg = 470 ; 2У = +540 .

Состав плагиоклаза варьирует от лабрадора до олигоклаза, но в краевых оторочках кристаллов иногда раскисляется до ал ьбита.

Задачи дальнейшего изучения месторождения тесно связаны с проблемой технологи­ческих исследований сырья. Следует иметь в виду, что решение вопроса о прямом ис­пользовании нефелиновых руд, минуя механическое обогащение, при всех обстоя­тельствах, несомненно, позволит выдвинуть нефелиновые руды Андрюшкиной Речки в качестве важного в промышленном отношении объекта.

Среди прочих месторождений нефелиновых руд следует указать весьма ооширную группу разнообразных выходов тералито-сиенитов и берешитов на междуречье Урюп­Берешь. Сюда относятся прежде всего выходы тералито-сиенитов, сходиые с горячегор­скими, ·в среднем течении р. Саланги, впадающей в р. Кургусуль, а также по р. Семенов­ке, в 5 ,5 км к северу от д. Кургусуль. К этой же группе месторождений с невыявлен­ным пракmческим значением принадлежат и месторождения берешитов, отмеченные в различных пунктах Урюп-Берешского водораздела в виде дайковых тел.

Следует иметь в виду, что наряду с дайковыми телами берешитов должны быть изучены едва ли не более существенные по своему значению выхдыы тералито-сиени­тов, на которые имеются указания в литературе, а также и те, которые могут быть об­наружены в процессе дальнейшего развития поисковых работ. В последнее время на р. Кургусуль обнаружено новое цеЮlое Кургусульское месторождение нефелиновых руд, а за пределами Красноярского края, в 50 км К западу о'{ Горячегорского место­рождения, - практически весьма важное Кия-lIIалтырское месторождение уртитов.

МесторождеlПlЯ нефелинсодержащих пород Разнообразные нефелинсодержащие породы на юге Красноярского края имеются

как в пределах восточного склона Кузнецкого Алатау (Тырданов улус, Чирлых-Гол) , так и в предгорьях Восточного Саяна (горы Сайбар и Высокая, Буровский массив) ,

45

Таблица 4. Химический оостав иефелиисодержащих пород юга КрасиоярсlQOro края (В %)

Окислы 1 · 2 3 4 5 6

Si02 52,13 56,97 57,33 54,66 52,85 5 1 ,38 Тi02 0,44 0,20 0,24 0,3 1 0,60 1 ,20 А12 ОI } 23,76 2 1 ,59 2 1 ,78 2 1 ,97 1 5,02 16,35 Fe2 01 0,54 2 ,17 8,79 FeO 3,60 2,48 3.59 1 ,95 2,83 1 1 ,0 1

MgO 0,46 0,10 Следы 0,24 0,53 0,71 СаО 2,48 1 , 1 6 3,70 3,28 1 , 19 1 ,48 Na2 0 8,74 8,73 6,60 6,75 9,74 9,31 К 2 О 5,56 6,77 5 ,03 7 , 10 3,66 4,41 Р2 0, Нет Следы 0,31 0,15 0,06 S 1 ,4 1 Нет 0,18 0,94 Н2 О+}

0,82 0,85 2,23 1 ,06 0,36

3,02 Н2О- 0,24 0, 1 8

С у м м а 99,40 99,39 100,99 99,88 95,8 1 99,81

· 1- фойяит, первая разновидность, по я.с. Эдельштейиу, 1 9 1 2 ; 2 - фойяит, вторая разиовидность, по я .с. Эдельштейну, 1 9 1 2 ; 3 - пегматит нефелинового сиенита, по Б.М. Куплетскому, 1937; 4 - нефелииовый сиенит Тырданова улуса, по В.Д. ТомаllПIольской (из работы И.К. Баженова, 1 945) ; 5 - сайбарит, по я.с. Эдельштейну, 1 929; 6 - саЙбарит. по Б.М. Куплетскому, 1937 ; 7 -тешенит Теляшкина улуса, по и.п. Рачковскому. 1 9 1 2 ; 8 - тешенито-пнроксенит Теляшкина улуса.

и только одно небольшое месторождение (Теляшкин улус) расположено в пределах Чулымо-Енисейской впадины - на Копьевском антиклинальном поднятии.

Т ы р Д а н о в с к о е м е с т о р о ж Д е н и е. Расположено в 8 км К югу от рудника Юлия и в 1 5 км к востоку от ст. Сон. Оно указано впервые Г .С. Лабазиным ( 1930) , а в дальнейшем неоднократно посещалось различными исследователями.

Нефелинсодержащие породы с весьма малым содержанием нефелина развиты здесь в северо-восточной части довольно крупного массива, ориентированиого в северо-во­сточном направлении и прорывающего карбонатные отложения кембрия. В его севе­ро-восточной чаС'm, в районе горы Подозрительной, в 2 км К югу от горы Кайлачихи сосредоточены выходы бедных нефелином пород, сложенных щелочными сиенита­ми. Развитые здесь породы полосчатого строения имеют весьма непостоянный состав, с чередованием мелано- и лейкократовых полос. В общей весьма сложной картине частого чередования пород, отличающихся более или менее существенным содержа­нием темноцветных минералов - пироксена и амфибола, наблюдается преимуществен­ное сосредоточение лейкократовых пород вдоль северного края массива и меланократо­вых вдоль южного . Полосчатость В краевых зонах массива ориентирована в общем согласно с простиранием вмещающих пород - в северо-восточном направлении, и в том же направлении удлинены в большинстве случаев встречающиеся здесь довольно многочисленные ксенолиты известняков, обычно превращенные частично, а иногда и целиком в гранат-пироксеновые скарны. В центральной части массива нередко наблюдается поперечное расположение этих ксенолитов.

В породах присутствуют моноклинный пироксен ряда диопсид-геденбергит, иногда окаймленный резко отделяющимися от него каемками эгирин-авгита или эгирина, темно-зеленый сильно плеохроирующий амфибол, иногда на периферии зерен приобрета­ющий синеватую окраску, олигоклаз или альбит-олигаклаз и, наконец, микроклин, часто нерешетчатый, содержащий более или менее значительную примесь пертитовых включений альбита. Среди акцессорных минералов присутствуют весьма часто встреча­ющиеся кристаллы титанита, MarHe·mTa, апатита. Степень вторичных изменений кристал­лов обычно незначительна и выражается главным образом в помутнении полевых шпатов и развитии по ним чешуек серицита. 46

7 · 8 9 10 1 1 1 2 1 3

48,25 39,48 56,25 56,77 42,02 40,40 45,50 2,73 1 0,90 0,16 0,28 0,70 0,60 1 ,33 17,38 5 ,76 23,01 20,67 17 , 14 17,95 22,06 4,54 8,42 1 ,59 4,05 6,45 5,06 5,20 5,3 1 7,55 2 , 18 2,24 4,98 6,99 4,72 2 , 13 5 ,98 0,3 1 0,35 2,3 1 6,23 1 ,66 6,03 1 2,72 2,03 2,52 8,30 1 1 ,30 8,49 5,8 1 2,08 7,96 7,06 12 ,21 6 , 12 7,33 3,00 1 ,26 4,92 3,21 0,4 1 2,06 1 ,88 0,65 1 ,53 1 ,37 0, 1 1 0,035 0,22

3,85 2,57 1 , 16 1 ,48 1 ,08 1 ,90 0,95 0 42 0,29 1 ,38 1 ,39 1 ,50 0,17

99,7 1 l8,89 99,86 100,01 98,36 100,22 99,29

по ил. Рачковскому, 1 9 1 2 ; 9 - нефелнновый сиенит горы Дедовой, по А.Н. Чуракову, 1932 ; 1 0 -фонолит С ключа Простокншенского, по И.К. Баженову, 1 945 ; 1 1 - нефелин р. Ничкурюп, по и.к. Баженову, 1 945 ; 1 2 - нефелиновый долерит, по И.К. Баженову, 1945 ; 1 3 - тералит с р. Нич-курюп, по А.Н. Чуракову, 1932.

При таком обычно минералогическом составе пород крайняя изменчивость их объяс­няется весьма не равно мерным распределением минералов в полосах. имеющих ширину от нескольких метров до 10 м. Отдельные полосы обогащены то пироксеном, то амфи· болом, то плагиоклазами, то калиевым полевым lШlатом и вместе с тем отличаются и по крупности зерна, и по текстуре - то резко в ыражениой гнейсоподобной, то в общем более или менее отчетливой массивной. К 'lliслу пород, отличающихся массив­ной текстурой и обычной гипидиоморфной структурой, относятся, В частности, встреча­ющиеся преимущественно в северной части массива розовые лейкократовые сиениты. Нередко они образуют секущие жилы и прожилки В полосчатых породах, также име­ющих сиенитовый состав , но более обогащенных темноцветными минералами и плагиоклазом.

В этом сложно построенном комплексе пород полосчатого строения нефелин встреча­ется в весьма незна'lliтельных количествах, лишь в отдельных разновидностях, отлича­ющихся преимущественно лейкократовым составом, и с трудом может быть найден при макроскопическом изучении пород. Г.С. Лабазин в свое время обнаружил эти породы только в резуЛьтате исследования их под микроскопом.

Приведенный нами осмотр территории, расположенной в северо-восточной части массива, показал, что здесь с большим трудом могут быть .наЙдены породы, обнаружи­вающие незна'lliIeльное содержание нефелина.

) Следует отметить , что развитые здесь нефелинсодержащие породы резко отлича­ются от известных и описанных выше ·mпов нефелиновых руд, а по данным В.Д. Томаш­польской (см. Баженов, 1 945) , содержат 2 1 ,97% глинозема (табл . 4) . Возможно , что детальные геолого-петрографические исследования или геологосъемочные работы на территории зтого своеобразного массива смогут выявить в дa.riьнеЙшем более благоприятные участки распространения нефелинсодержащих пород, и зту задачу при дальнейших исследованиях не следует упускать из виду.

Ч и р л ы х - Г о л ь с к о е (Б у л а н - К у л ь с к о е) м е с т о р о ж д е н и е . Это месторождение расположено в Аскизском районе, к востоку от оз. Булан-Куль, по сухому логу Чирлых-Гол .

В геологическом отношении местрождение приурочено к краевой зоне крулного , 47

преимущественно сиенитового массива, ориентированного в северо-восточном на­правлении. В этой периферической зоне по логу Чирлых-Гол развиты в основном щелочные сиениты, которым подчннены в ыхо ды нефелиновых сиенитов.

Впервые месторождение бьmо отмечено Я.С. эделыlпйномM в 1 9 1 2 г., а затем его неоднократно посещали MHome исследователи.

По особенностям состава слагающи� пород и главнейшим чертам строения Чирлых­Гольский массив весьма напоминает ТырдановскиЙ. Во-первых, здесь также широко развиты породы весьма пестрого состава, нередко с хорошо выраженными полосчаты­ми текстурами, обусловленными чередованием полос, то резко обогащенных тем­ноцветными минералами, то леЙкократовых. Во-вторых, минералоmческий состав пород также весьма напоминает тот, который свойствен ТырдановскоМу массиву. В частн()сти, в их составе присутствуют преимущественно моноклинный пироксен ряда диопсид-геденберmт, в щелочных сиенитах иногда отороченный каемками или иголочками aвmTa или эmрина, олигоклаз или альбит-олигоклаз и калиево-натрие­вый полевой шпат микропертитового сложения. Нередко наблюдается замещение амфибола биотитом. В качестве акцессорных минералов присутствуют апатит, титанит, маmетит. Вторичные изменения не значительны и связаны в большинстве случаев с пелитизацией и серицитизацией полевых шпатов, отчасти с разложением теlWlоцвет­ных минералов и образованием хлорита.

Наиболее отчетливы полосчатые текстуры в периферических частях массива, где они подчеркиваются в ряде случаев появлением линейно вытянутых ксенолитов, вмеща­ющих карбонатных пород кембрия, иногда частично превращенных в гранатово-пи­роксеновые скарны. Полосчатые текстуры, в частности, типичны для краевой зоны массива, в которой сосредоточены щелочные сиениты. Среди последних местами встре­чаются небольшие участки, содержащие примесь нефелина, составляющую не более 1 0% всей массы породы. Такие участки и меют неправильные очертания и не большие размеры.

Наряду с нефелинсодержащими щелочными сиенитами на месторождении развиты эссекситы, фойяиты и нефелиново-сиенитовые пегматиты.

Эссекситы отмечены только в непосредственном контакте щелочных сиенитов с известнЯками, где они представлены меланократовыми породами с порфировидны­ми вьщелениями олигоклаза, реже нефелина. В состав основной массы зтих пород входят олигоклаз, калиево-натриевый полевой шпат, биотит, амфибол , моноклинный пироксен и акцессорные - титанит, апатит, циркон, магнетит.

Фойяиты, или собственно нефелиновые сиениты, представлены двумя разновидностя­ми. Первая разновидность - мелкозернистая с порфировидным строением. В составе фенокристаллов породы зтой разновидности содеРЖdТ нефелин и щелочной полевой шпат, кристаллы которых достигают 1 0- 1 5 мм. Основная масса пород состоит из микропертита, небольшого количества нефелина, альбита, рибекита и частично биотита и эmрина. Акцессорные - титанит, апатит и магнетит. Породы частично изменены, полевые шпаты пелитизированы и серицитизированы : темноцветные минералы заме­щены кальцитом и хлоритом. Содержание нефелина в этих породах составляет 35 ,3%. Данные химического анализа пород, указьmающие содержание в них до 23,76% гли­нозема, помещены в табл. 4.

Вторая разновидность фоЙЯИТОВ представлена породами, состоящими из микропер­тита и микроклин-микропертита, альбита, нефелина, содалита, щелочного амфибола (содержащего, по определениям А.В. Николаева, 0,79% К2 О и 3 ,94% Na2 О) , близкого к катафориту, изредка из диопсида и биотита. Акцессорные - апатит, титанит, циркон, магнетит, изредка флюорит. Содержание нефелина в зтих породах, по данным единич­ных количественно-минералоmческих определений, составляет 18,4%, содалита -6,6%. Химический состав приведен в табл. 4.

Обе разновидности фойяитов образуют небольшие участки, представляя соБОй как бы шлировые образования.

Нефелин-сиенитовые пегматиты образуют жилы, сложенные грубозернистыми по-48

родами, состоящими из крупных кристаллов микролина и микроклин-пертита и нефе­лина, зачастую переходящего в мясо-красный гидронефелин. Наиболее широко развиты пегматиты в северо-западной части площади распространения щелочных сиенитов , где они локализуются среди лейкократовых разностей сиенитов. Скальные обнажения пегматитов при мыкают к самому дну лога. Именно в этой части площади они особен­но обильны, а ближе к контакту с известняками исчезают.

Все эти жилы и меют неправильные формы, не вьщержаны по простиранию и обладают неэначительными размерами. Только одна из жил прослежена на 3 м; мощность ее 0,7 м. Минералогический состав жил весьма близок к составу нефелиновых сиенитов . Помимо указанных выше минералов, в жилах присутствуют альбит и альбит-олигоклаз , щелочной амфибол, лепидомелан и небоЛЫlше количества флюорита , окрашенного в густо-фиолетовые тона. Химический состав пород приведен в табл. 4.

Массив сиенитов , и в частности нефелиновые сиениты, или фойяиты, пересечен дай­ками лабрадоровых поРФИ'ритов и диабазов, в краевой зоне массива довольно мно­гочисленных.

Небольшие размеры содержащих нефелин тел не позволяют рассматривать извест­ные сейчас выходы нефелинсодержащих пород в качестве серьезного объекта для дальнейшего изучения как сырья для алюминиевой про мышленности , несмотря на сравнительно высокое содержание в породах нефелина. При расчете количества нефе­лина на всю массу породы, развитой на периферии массива и представлениой щелоч­ными сиенитами, содержания его столь резко упадут, что мы получим исключительно бедные нефелином руды, рентабельность переработки которых в настоящее время может бьпь поставлена под сомнение.

С а й б а р с к о е м е с т о р о ж Д е н и е. Месторождение нефелинсодержащих пород Сайбарского массива расположено в 1 5 км к востоку от крупного населенного пункта на правом берегу р . Енисея - д. Сорокино, удаленной на 3 км К юго-востоку от район­ного центра с. Краснотуранск. Нефелинсодержащие породы представлены здесь двумя группами пластообразных тел" сосредоточенных в пределах невысокой горной гряды (СаЙбор) . Склоны гряды весьма пологие, вследствие чего обнажены в основном толь­ко ее вершина и, весьма слабо, верхняя часть склонов и берега окружающих гряду балок. Такая особенность строения рельефа вызвана тем, что здесь так же как и в о многих других местах правобережья Енисея, хороlIЮ сохранился древний уровень планации, отвечающий системе бьmых притоков этой реки, ныне запечатленных не только следами выравнивания, но и накоплением развивающихся на той же высоте элювиальных песков. Нефелинсодержащие породы Сайбарского массива, обнаружен­ные А.Г. Вологдиным в 1 924 г., петрографически изучены Я.С. Здельштейном ( 1 929) , обратившим внимание на распространение щелочных пород на правобережье Енисея при ознакомлении с коллекциями А .Г. Вологдина . Позднее массив неоднократно по­сещали исследователи, в частности З.Е. Федоров и Г.М. Саранчина, занимавшиеся пре­имущественно петрографическим изучением пород.

В настоящее время установлено, что отмеченная ВЬШIе гряда меридионального про­стирания, к которой приурочены нефелинсодержащие породы, представлена в основном сиенитами и граносиенитами. Последние З.Е. Федоров назьшает нордмаркитами. эти породы расположены на западной окраине крупного массива гранитоидов, вьпянуто­r(j в северо-восточном направлении и залегающего в пределах крупного поднятия, разделяющего Минусинскую и Сьщо-Ербинскую впадины. Непосредственные контакты сиенитов с гранитоидами не видны ; единственный выход гранитоидов наблюдается в осточнее массива, а все 'пространство, по ко_торому проходит предполагаемое СОЧJIене.­ние сиенитов с гранитами, перекрьпо четвертичными отложениями и недоступно для непосредственных наблюдений. Контакты сиенитов с в мещающими породами места­ми хороllЮ видны по долинам балок. На севере, в частности, на контакте развиты сиенитовые жилы во в мещающих породах. Аналогичную картину мы видим на юге.

В западном контакте непосредственных соотношений с в мещающими породами не наблюдается. Вмещающими сиенитовое тело породами являются кремнистые сланцы,

4. 3ак. 1492 49

разнообразного состава эффузивы, а также карбонатные породы. ПослеДЮlе развиты непосредственно. к югу от массива сиеЮlТОВ и переслаиваются с эффузивами, обычно претерпевIШI МИ весьма значительные вторичные изменеЮlЯ. На севере с такими же эффузивами переслаиваются креМЮlстые сланцы, которые З.Е. Федоров назвал орого­виковаНН!>IМИ туфами.

Всю ·эТу серию п·ород Я.С . Здельштейн относил к неопределенному палеозою, склоня­ясь к мнению о принадлежности их к древнему палеозою. Позднее З.Е. Федоров, пере­сматривая имеющиеся материалы по геологии правобережья Енисея, пришел к вы­воду, что эти породы являются представителями двух групп отложений . древнего палеозоя (кембрия) - . известняки и девона - эффузивы. Что касается креМЮlстых сланцев , то первоначaJiьно он считал эти породы кембро-силурийскими, а затем указал, что они представляют собой ороговикованные туфы , т.е., по-видимому, как можно понять З.Е. Федорова, ОЮl являются ороговикованными девонскими отложениями.

Сведения, которыми мы располагаем по характеристике разреза зффузивных толщ девона Минусинского Iмежгорного проги6а, не позволяют согласиться с вьm одами З.Е. Федорова.

Сосредоточенные в области развития трахитоидных и мелкозернистых сиеЮlТОВ (нордмаркитов по З.Е. Федорову) тел'! нефелинсодержащих пород являются, по�види­

мому, не наиболее ПОЗДЮlМИ по времеЮl ВОЗЮlкновеЮlЯ. Общая последовательность образоваЮlЯ пород обусловлена сменой господствующих в пределах массива круп­нозерЮlСТЫХ сиеЮlТОВ, нередко обладающих ХОроIIЮ выраженным трахитоидным строением, нефелинсодержащими породами, развитыми в участках наиболее четко проявленной трахитоидности вмещающих крупнозерЮlСТЫХ сиеЮlТОВ, а затем в недре­нием мелкозерЮlСТЫХ граносиеЮlТОВ. Намеченная работамИ З.Е. Федорова смена по­следовательно развивающихся фаз интрузивной деятельности проявилась в соответ­ствующих взаИМООТНОIIreЮlЯХ между различными типами пород. Нефелинсодержащие породы образуют nластообразные залежи в крупнозерЮlстых трахитодиных сиеЮlтах, тогда как мелкозеРЮlстые граносиеЮlТЫ или нордма ркиты представлены системой меридионально ориентированных дайкообразных тел, пересекающих не только крупнозернистые сиеЮlТЫ, но местами и нефелинсодержащие породы.

Месторождение нефелинсодержащих пород, как уже указьmалось, представлено двумя группами nластообразных тел - северной и южной. Северная группа, размеща­ющаяся к северу от верIШIНЫ горы Сайбар, О'DIичается от южной болышIM содержа­нием нефелина в породах и менышIи размерами залежей. Здесь насчитьmается до 10 более или менее самостоятельных тел нефелинсодержащих пород, представляющих собой весьма пестрый по составу комплекс образоваЮlЙ, обладающих резко выражен­ной полосчатостью. В состав пачек нефелинсодержащих пород в ходят нефелин, эгирин, калиево-натриевый полевой IШ1ат, частично кислый nлаmоклаз ряда альбита или аль­бит-олигоклаза; сравнительно редко можно наблюдать щелоЧJrt>й амфибол. Акцес­сорные минералы - магнетит, апатит, флюорит, титанит. Структура пород обы чно трахитоидная, с хороIIЮ выраженным идиоморфизмом эгирина и нефелина. Крупность зерна варьирует весьма IШIроКО , но преобладают мелкозернистые породы с размером зерен не более 1-2 мм в поперечнике, хотя кристаллы эrnрина в них сильно удлинены и образуют войлокоподобные агрегаты, обтекающие зерна нефелина и полевых IШ1атов. Вторичные изменеЮlЯ пород выражаются в частичном разложении нефелина, с образо­ванием по нему натролита и друrnх цеолитов, а также rnдрослюд, и в пелитизации полевых IШ1атов. Изменчивость содержаЮlЯ нефелина и в особенности эrnрина, то весьма обильного, то представленного чуть не единичными криста ллами, способст­вует четкому проявлению полосчатого строеЮlЯ пород. Отдельные полосы, то обога­щенные эrnрином, то бедные им, имеют мощность от нескольких сантиметров до 10-1 5 см и лишь местами достигают болышIx размеров. Постоянно наблюдающаяся полосчатость ПОpQд позв оляет выявить в общем меридиональную ориентировку плоскостных злементов строения и в ьщержанное их падеЮlе на восток под углом около 400 и более крутое. Содержание нефелина в этих породах, ·отнесенных Я .С. Здель-

50

штейном к группе тингуаитов и названных им саибаритами, сильно варьирует - от единичных зерен до 20-30%, но местами достигает 5 0%. Среднее содержание нефелина в породах, во всяком случае, в ряд ли превьшшет 1 5 -20%.

Южная группа пластовых залежей нефелинсодержащих пород представлена значи­тельно более бедными нефелином породами, в которых содержание этого минерала колеблется в пределах от О до 20% (максимально) . Среднее же содержание нефелина здесь лежнт в пределах первого десятка процентов. Таким образом, хотя на юге име­ются более крупные тела нефелинсодержащих пород, они представляют несравненно меньший интерес, чем северная группа . Всего здесь насчитьmается 1 1 тел , полосчатое строение которых обнаруживает такой же- наклон плоскостных элементов строения на восток при меридиональном простирании, как и в северной группе. Вообще , та­кая ориентировка плоскостных элементов свойственна всему массиву, хотя она не везде наблюдается с полной отчетливостью. Она отмечена, в частности , и на крайнем северо-западе массива, вблизи контакта с кремнистыми сланцами, где имеется еще одно небольшое тело пород, сходных с сайбаритами, но лишенных нефелина. Разграни­чение между группой северных и южных пластообразных тел , намеченное З .Е. Федо­ровым, указавшим, что породы южной группы являются анальцимовыми сиенитами, не может найти поддержки. Здесь развиты те же сайбариты, что и на севере массива, но более бедные нефелином.

ни в количественном, ни тем более в качественном отношении сайбарские нефе­линсодержащие породы не представляют в настоящее время того практического инте­реса, который в ыявлен на междуречье Урюп-Берешь, в предгорьях Кузнецкого Алатау. Весьма существенно, что и по химическому составу (см. табл. 4) они обнаруживают более низкие качества, поскольку содержание в них A1z ОЗ не превышает 1 6,5%.

Б у р о в с к о е м е с т о р о ж Д е н и е . Группа тел нефелинсодержащих пород Буровского массива, почт� в центре которого расположено одноименное село, при­урочена к крупному интрузивному телу сиенитов и граносиенитов, занимающему об­ширную площадь на междуречье Kapa-Беллыкуза •. Массив резко приподнят над север­ным краем Сыдо-Ербинской впадины, покрыт редкой лесной растительностью, а к югу от него, в пределах впадины, расстилаются степные, сравнительно слабо всхолмлен­ные пространства. Вокруг массива, а частью и на его территории (с. Буровское) раз­мещаются поселки, из которых наиболее крупный - Кортуз, связанный с районным центром с. Краснотураиск пригодной для автотранспорта проселочной дорогой.

Щелочные нефелинсодержащие породы Буровского массива впервые бьUIИ отмечены А.Г. Вологдиным (1 925) , позднее - З.Е. Федоровым ( 1948) и некоторыми другими исследователями. Вмещающие массив породы представлены зеленокаменными эф­фузивами, кРемнистыми сланцами и известняками кембрия, возраст которых доку­ментируется находками археоциат в карбонатных породах к северу от массива. эти древние породы в ыступают в пределах крупного поднятия, к югу от которого на­ходится заполненная девонскими и нижнекаменноугольными отложениями Сыдо­Ербинская впадина.

Общее геологическое положение Б уровского l\II:lссива суще�твенно не отличается от того, которое отмечено для Сайбарского массива. Развитые в пределах массива интрузивные породы представлены KOМIUIeKcoM о бразований, в общем сходных с саЙбарскими. Здесь также и меются крупнозернистые сиениты, являющиеся преоблада­ющим типом пород массива, и мелкозернистые граносиениты, в ьщеленные З.Е. Фе­доровым под названием кварцевых сиенитов . В отличие от Сайбара последние развиты не в виде даек, а приурочиваются в общем к южной о краине массива. Нефелинсодержа­щие породы о бразуют ряд выходов, из которых наиболее к рупный расположен в юго-западной части массива. В отличие от Сайбара и во в мещающих сиенитах, и в нефе­линсодержащих породах весьма редко отмечается трахитоидное строение, свойствен­ное главным образом крупнозернистым сиенитам.

Указанное наиболее крупное тело нефелинсодержащих пород размещено на левом берегу ключа Темного, впадающего в р. Узу. Содержание нефелина в породах, пред-

51

ставляющих собой типичные нефелиновые сиениты с эгирином, в ряде случаев достигает 30-35%, но вследствие недостаточной обнаженности трудно сказать, насколько оно в ьщержано. Массивный характер пород, отсутствие в большинстве случаев полосча­тости свидетельствуют о возможно одинаковом содержании нефелина, но требуется постановка специальных работ, чтобы точно выяснить справедливость этого положения.

Отметим, что в нефелиновых сиенитах Буровского массива п рисуств уют , кроме нефелина, также калиево-натриевый полевой lШlат, альбит и эгирин. Нефелин и калие­во-натриевый полевой lШlат пертитового строения, так же как эгирин, обладают круп­ными размерами, до (3-4) Х (6-8) мм и более, тогда как альбит представлен мел­козернистыми агрегатами, развивающимися между крупными кристаллами других минералов . В зтих мелкозернистых агрегатах сосредоточены весьма обильные тон­чайшие, субмикроскопические иголочки апатита, свидетельствующие о формирова­нии альбита при вероятном участии пневматолитовой фазы. Из числа акцессорных минералов, кроме апатита, отмечен также титанит. Вторичные изменения пород весьма незначительны и связаны главным образом с пелитизацией минералов .

Небольшие тела нефелиновых сиенитов в пределах массива отмечены также к во­стоку, между сел. Буровским и Kapa-БеЩIЫк. Эти тела в отличие от первого не обла­дают крупными размерами и имеют дайкообразные формы.

Приведенные выше данные по Буровскому массиву заставляют выделить его из всей серии рассмотренных ранее типов нефелинсодержащих пород и указать на раз­витые здесь нефелиновые сиениты как на возможный новый тип нефелиновых руд. Судя по предварительным данным, использование этих руд в про МЬПШIенности, при условии применения химиче.ских методов обогащения, зависит главным образом от размеров тех запасов , которые смогут быть сравнительно легко выявлены поиско­выми работами, а также от среднего содержания глинозема g массе всего. тела.

Сказанное заставляет подчеркнуть, что постановка поисковых работ на Буров­ском массиве совершенно необходима.

М е с т о р о ж Д е н и е г о р ы В ы с о к о й. Нефелинсодержащие породы· на горе

Высокой отмечены впервые А.Г. Вологдиным (1 925) . Месторождение расположено в близи сел . Красный Партизан Идринского района, в пределах приподнятой справа над долиной р. Телек широтно вытянутой гряды. Склоны этой гряды задернованы, а в нижней части распаханы, вследствие чего контакты сиенитов с вмещающими их породами не обнажены. К северу и западу от выходов сиенитов, строго локализу­ющихся вдоль упомянутой гряды, совершенно оголенной, на пологих всхолмлениях водораздела 'fелек-Идра выступают карбонатные породы кембрия. К юго-востоку развиты эффузивные породы. -Местами наблюдается весьма сильное окремнение карбонатных пород, а также следы интенсивной ПI1икативной их деформации .

В пределах упомянутой гряды развиты две разновидности сиенитов - серая и розо­вая. Преобладают розовые сиениты, представляющие собой крупнозернистые породы, в составе которых, помимо резко преобладающих калиево-натриевого полевого lШlата, чрезвычайно густо поросшего альбитом, и постмагматического альбита, образующего мелкозернистые агрегаты в промежутках между крупными кристаллами, присутст­в уют в небольшом количестве эгирин и нефелин. Характерной чертой розовых сиенитов является лейстовидная форма кристаллов розового калиево-натриевого полевого lШlата, в промежутках между которыми расположены все прочие минералы. В ряде случаев эти кристаллы обнаруживают линейную ориентировку, имеющую северо-во­сточное простирание и пологое в большинстве случаев падение на юго-восток . Наличие �PT трахитоидноro строения и нередко хороllЮ выраженная, особенно в западной части массива, плитчатая отдельность пород позволяют местному населению использо­вать их в небольших масштабах для строительных целей.

Серые сиениты о бразуют в пределах гряды небольшие тела с близкими к изометри­ческим очертаниями, но нередко обнаруживают отчетливую, почти меридиональную ориентировку этих сиенитов, так же как и внедрение немногочисленных, наблюда­ющихся в пределах интрузивного тела жильных пород, представленных мелкозерни-52

стыми сиенитами и диабазами, связано , по-видимому, с возникновением трещин рас­тяжения. В серых сиенитах отмечено обилие эгирина, местами слагающего до 40% породы, а также относительно более высокое содержание нефелина.

Характерной чертой рассматриваемых пород, которые, несомненно , могут быть названы нефелиновыми сиенитами, является постоянная разрушенность нефелина, замещенного агрегатами гидрослюд, канкринита и цеолитов (свежие кристаллы встреча­ются исключительно редко) , а также весьма часто наблюдающееся частичное или пол­ное замещение эгирина вторичными минералами, образующими землистые агрегаты, среди которых можио различить рудные зерна, хлорит, реже карбонаты. Содержание нефелина (вернее, продуктов его разрушения) в нефелиновых сиенитах горы Высо­кой в общем невелико и чаще всего не превышает 1 5-20%. Максимальных значений оно достигает в восточной части массива, составляя, по визуальным данным, почти 40%. Поскольку ' современная восточная граница массива обусловлена контуром обнаженности , продолжение пород наиболее богатых продуктами разложения нефелина возможно и далее на восток.

Следует отметить, что на право6ережье Енисея, в пределах поднятия, разделяющего Сыдо-Ербинскую и Минусинскую впадины, в ряде районов развиты крупнозернистые сиениты, совершенно идентичные по петрографическим особенностям тем розовым сиенитам, которые свойственны горе Высокой, и крупнозернистым сиенитам горы Сайбар и характеризующиеся более или менее резко выраженной трахитоидностью, розовой окраской калиево-натриевого, сильно пертитизированного полевого шпата и т.п. Для серии наблюдающихся в зтих районах пород весьма типично развитие в крае­вой зоне массивов , с одной стороны, сиенитов с щелочными амфиболами и реже с эгирином, с другой стороны, нормального типа сиенитов, содержащих обыкновенный амфибол и биотит и связанных переходами с кварцевыми сиенитами . Все зти породы по структурным особенностям весьма сходны между собой, и для них характерно трахитоидное расположение крупнозернистых агрегатов сильно пертитизированных лей­стовидных кристаллов калиево-натриевого полевого шпата, в промежутках между которыми размещены мелкозернистые агрегаты альбита.

Тесные связи и взаимопереходы, отмечающиеся как при петрографическом изуче­нии пород, так и при полевых исследованиях, не оставляют серьезных сомнений в общности происхождения щелочных сиенитов и граносиенитов. Между щелочными сиенитами, к разновидностям которых относятся нефелиновые сиениты горы Высо­кой , и нормальными сиенитами и граносиенитами имеют место генетические связи. Это показьшает, что весьма обширная территория на правобережье Енисея в целом является перспективной. для развития поисковых работ на нефелинсодержащие породы, среди которых, . несомненно , в дальнейшем удастся выявить и промышленные типы руд. Наряду с щелочными сиенитами правобережья Енисея развиты также щелочные граниты, отмеченные ранее А.Г. Вологдиным и позднее обнаруженные мной значи­тельно севернее указанного участка, в районе западных предгорий Восточного Саяна, по р. Черемуховой, впадающей в Енисей близ д. Ермолаево . Здесь, против сел . Двое Устьев, мной бьmи отмечены эгирин-арфведсонитовые граниты, образующие жилоподоб­ное тело в додевонских зффузивах. Наличие щелочных гранитов значительно севернее рассмотренного района указьшает на более широкое распространение щелочных по­род, чем оно рисуется сейчас, что позволит расши рить поиски нефелинсодержащих пород и выявить среди них про МЬIlШIенные типы руд! .

М е с т о р о ж Д е н и е Т е л я ш к и н у л у с. Это месторождение вновь возв ращает нас к территорни, расположенной к западу от долины Енисея, в пределы Чулымо­Енисейской впадины. Здесь еще в 1 9 1 1 г. ИЛ. Рачковский подробно описал условия распространения и залегания щелочных пород типа тешенитов , тешенито-пироксенитов и уртитов на неболыlюй возвышенности на правом берегу р. Белый Июс, в 1 км К

1 Крупный массив нефелиновых сиенитов недавно обнаружен в верховьях рек Капа и Пезо в Восточ­ном Саяне.

53

востоку от заброшенного ныне ТеЛЯIШ<ина улуса. Небольшое тело тешенитов рас­положено на резко выступающем небольшом всхолмлении и благодаря светлой окраске издали хорошо распознается среди окружающих эффузивных пород диабазового ряда. Эти зффузивные породы, так же как и тешениты, выступают в южной части Копьев­ского антиклинального поднятия, или купола, имеющего более или менее правиль­ные окруrnые очертания. КРЬUIья поднятия сложены красноцветными толщами' сред­него и верхнего девона, залегающими трансгрессивно на подстилающих их эффузивных породах. Последние, в свою очередь, резко несогласно налегают на древний складЧатый фундамент, представленный сильно измененными кремнистыми туффитами и спилита­ми, а также прорывающими их, полностью разрушенными розовыми сиенитами.

Щелочные породы ТеЛЯIШ<ина улуса приурочены к южной окраине купола, однако в связи с тем, что красноцветы среднего и верхнего девона налегают трансгрессивно и с некоторым ущовым несогласием на подстилающие их зффузивы, эти щелочные породы размещены почти в апикальной части доживетского пологого свода, образо­ванного девонскими эффузивами. В ядре этого свода залегают указанные вьпuе древ­ние девонские образования. Копьевский купол разбит системой разломов преимуще­ственно меридионального и широтного простирания, и к ответвлению одного из этих разломов, по-видимому, и приурочивается тешенитовое тело.

Тешениты образованы резко удлиненными иглоподобными кристаллами баркевики­товой, частично синеватой щелочной роговой обманки, лейстовидными кристаллами лабрадора и скоплениями цеолитов или анальцима весьма неправильной конфигура­ции, расположенными между указанными вьпuе , более или менее резко идиоморф­ными кристаллами. Помимо этих минералов , в состав тешенитов входит- также ти­тан-авгит, весьма близкий по оптическим свойствам к типичному для тералито-сиенитов Горячегорского месторождения нефелиновых руд. Это сходство дополняется еще тем, что в I1ериферических частях титан-ав гит приобретает в ряде случаев зеленоватую окраску, свидетельствующую о переходе его в згирин-авгит . В составе пород присут­ствуют в не бол ьшо м kоличестве щелочной полевой шпат и нефелин, а из акцессор­ных - апатит и рудный минерал .

ил. Рачковский весьма подробно описал процессы вторичных изменений рассматри­ваемых пород, отметив , что анальцим в них развивается по нефелину, но частично , по-видимому, является первичным. Из цеолитов им точно определен только томсонит.

Краткое описание тешенита показывает, что эта порода весьма близко напоминает нефелиновую руду Горячегорского месторождения. Существенным отличием тешени­та, помимо характера вторичных изменений нефелина, сопровождающихся превраще­нием его преимущественно в анальцим, является также присутствие баркевикитовой роговой обманки, в общем не свойственной горячегорским нефелиновым рудам. В южной части выхода, у вершины, наблюдается смена тешенита тешенито-пироксени­том, изобилующим темноцветными минералами, главным образом титанистым авгитом, обросшим местами баркевикитом. В остальном состав этих пород остается почти таким же, как и у господствующего в пределах выхода типичного тешенита.

В той же части выхода развиты еще сравнительно редкие тонкие жилки (до 3 см) уртита, в составе которого присутствуют мелкие зерна нефелина и эmрина с примесыо аЛьбита, роговой обманки, апатита и анальцима. Вокруг кристаллов эгирина наблюда· ются местами каемки эmрин-авгита; что касается анальцима, то он выполняет здесь промежутки между другими минералами и, по мнению ил. Рачковского, является пер­вичным.

Приведенное выше описание может быть дополнено ССЬUIками на химические анали­зы щелочных пород Теляшкина улуса по данным ил. Рачковского (см. табл . 4) . Из них видно, что содержание глинозема не превышает 17 ,5% в наиболее распространенном ти­пе пород - тешените, вследствие чего сам по себе этот выход щелочных перод, к тому же сравнительно небольших размеров, не представляет сейчас практического интереса. Тем не менее следует указать, что несомненное сходство тешенитов с горячегорскими нефелиновыми рудами заставляет подходить к его оценке с известной осторожностью. 54

Поскольку имеющиеся сейчас данные характеризуют небольшой по размеру тешенито­вый массив только с поверхности и нельзя пренебрегать возможным расширением этого тела на глубине, его следует учитывать при дальнейших работах как резерв для увеличения сырьевой базы юга Красноярского края.

Обращает на себя внимание указанное ил. Рачковским ( 19 12) очень высокое содер­жание двуокиси титана в тешенито-пироксенитах (1 0,9%) , позволяющее ставить вопрос о возможности использования этих пород как источника получения титана. Месторожде­ние Теляшкин улус интересно еще и с той точки зрения, что тешениты, несомненно, представляют группу пород, родственных среди излившихся образований девонского возраста. Это лишний раз подчеркивает отмеченную выше закономерную связь горяче­горских руд с базалыоидиой магмой, которую для тешенитов указывает ил. Рачковс­кий, называющий эффузивные породы Копьевского антиклинального купола трахианде­зитами и трахидолеритами. Помимо отмеченных выше месторождений в бассейне рек Печище и Ничкурюп И.К Баженов указывает и другие нефелинсодержащие породы -нефелиновые долериты, нефелиниты и фонолиты.

Нефелиновые долериты, содержащие 17 ,95% глинозема (см. табл . 4) , образуют, по­видимому, сипл среди диабазов девонского возраста, прослеживающийся по простира­нию на 2,5 км по левому берегу р. Крайнее Печище, в 0,5 км от бывшего рудничного поселка. В составе этих пород присутствуют лабрадор, небольшое количество эгирин­авгита в основной массе диабазового строения и выделения титан-ав гита, оливина, не­фелина и эгирин-авгита.

Близкого состава породы находятся близ д. Треугольник, где имеются дайки этих пород, секущие девонские эффузивы, а также по правому берегу р. Ничкурюп, в 5 км ниже ключа Простокишенского .

Нефелиниты указаны И.К Баженовым по левому берегу р. Ничкурюп, в 0,8 км ниже впадения ключа Подтаежного . Оно залегают в виде системы пластовых тел среди диа­базов девонского возраста и представляют собой породы порфировой структуры С мел­кими вкрапленниками нефелина, общее количество которых достигает 50%. Кроме не­фелина, в них присутствуют титан-авгит и эгирин-авгит, синий щелочной амфибол, маг­нетит и апатит. Нефелин, сильно изменен и замещен цеолитами, гидронефелином и час­тично кальцитом. Химический анализ породы (см. табл. 4) показьmает срlIII'Нительно низкое содержание глинозема. Количественно-минералогический подсчет, приведенный И.К Баженовым, устанавливает до 57% нефелина при наличии 6% анальцима, 27% эги­рин-авгита, 0,2% щелочного амфибола и 8% магнетита.

Фонолиты развиты в верховьях ключа Простокишенского, впадающего в р. Ничку­рюп. Эти породы, содержащие вкрапленники щелочного полевого шпата с вростками альбита, имеют трахитоидную основную массу, в составе которой, помимо тонких лейст щелочного полевого шпата, наблюдаются псевдоморфозы по нефелину, эгирин и рудные зерна (см. табл. 4) . Все эти месторождения расположены к югу от месторождения берешитов Андрюшкина Речка, в пределах области развития девонских эффузивных пород, и, несомненно, заслуживают специального обследования при дальнейшем развер­тывании исследовательских работ на междуречье Урюп-Берешь и в смежных районах.

В петрографическом отношении все эти породы (см. табл . 4) весьма близки к группе берешитов и тералито-сиенитов, хотя и обладают рядом специфических черт, отмечен­ных при их описании. Наиболее интересными из них с практической точки зрения явля­ются, по-видимому, нефелиниты.

ОБЩИЕ ВЫВОДЫ

Приведенный выше обзор месторождений нефелиновых руд и щелочных нефелин­содерж-ащих пород позволяет сопоставить их и тем самым подвести некоторые итоги, имеющие как теоретическое, так и практическое значение .

Прежде всего изложенные сведения позволяют прийти к вьmоду, что среди разно­образных щелочных нефелинсодержащих пород юга Красноярского края могут быть

55

выделены по крайней мере две совершенно четко обособляющиеся самостоятельные генетические группы. Одна из них обнаруживает теснейшие связи с излившимися поро­дами базальтовой магмы, и совершенно справедпиво многие исследователи выделяют ее в качестве производных эссекситовой магмы. К этой группе относятся тералито­сиениты горячегорского типа, берешиты, а также тешениты, тешенито-пироксениты и уртиты.

В отличие от первой представители второй группы имеют несомненное родственное отношение к развитым на территории юга Красноярского края сиенитам. К этому ряду принадпежат сайбариты, а также щелочные нефелинсодержащие породы Тырданова улу­са, Чирлых-Гола, горы Высокой и Буровского массива. Устанавливаемое различие между двумя генетическими группами пород, намеченное впервые Б .М. Куплетским, приобретает не только теоретический, но и практический смысл; поскольку можно со­вершенно определенно говорить о принадпежности известных в настоящее время типов нефелиновых руд именно 'к первой группе.

Первая группа пород территориально приурочена к полям развития мощных толщ де­вонских эффузивов преимущественно диабазового состава , в которой они образуют секущие тела типа штоков или пластовые залежи. Вторая группа локализуется в КР<1е­вых зонах крупных массивов сиенитов и представлена главным образом пластообраз­ными или неправильной конфигурацни шлироподобными телами, более или менее ясно связанными постепенными переходами с вмещающими их сиенитами. Присутствие де­вонских отложений в окруженни щелочных пород этой группы, а также в обрамлении вмещающих их сиенитовых массивов пока не доказано. Вместо с тем на отдельных ме­сторождениях (например, Чирлых-Гольском) присутствуют весьма типичные ДlIя комплекса девонских экструзивных образований дайки лабрадоровых порфиритов, секущие сиенитовые массивы.

Обе группы пород отличаются и неодинаковым внутренним строением сложенных ими тел. Для первой группы не типичны те ярко выраженные следы течения, которые про являются в полосчатых текстурах, свойственных породам второй группы, за исклю­чением нефелинсодержащих пород Буровского массива.

Минералого-петрографические различия достаточно отчетливо проявляются в харак­терной дпя пород первой гр):'ппы ассоциации основного плаmоклаза и титан-авmта, тогда как второй группе, при всех имеющихся различиях между отдельными ее пред­ставителями, свойствен обычный дпя нефелиновых сиенитов состав с сочетанием калие­во-натриевого полевого шпата, альбита и щелочного пироксена (обычно эmрина) или щелочного амфибола.

Краткое сопоставление обеих генетических групп должно быть дополнено указанием на то, что во второй группе следует, несомненно, различать нефелинсодержащие породы и сопровождающий их комплекс Чирлых-Гола и Тырданова улуса, с одной стороны, и близкого к ним состава породы правобережья р. Енисея - с другой . Ра.зличия эти пре­имущественно структурные; дпя право бережных сиенитов и нефелинсодержащих ще­лочных пород они выражаются развитием крупиых лейстовидных кристаллов калиево­натриевого полевого шпата, густо проросшего пертитовыми вростками альбита. Для чирлых-гольских и тырдановских сиенитов такие структуры совершенно нетипичны, и образующие их щелочные полевые шпаты обычно представлены равномернозернистыми агрегатами. Соответственно в левобережных массивах очень отчетливо во MHomx слу­чаях выражена 'трахитоидность пород, тогда как в друmх упомянутых массивах внима­ние привлекают прежде всего свойственные им полосчатые текстуры. Правда. и там и здесь это различие не всегда ярко выражено и может служить только косвенным приз­наком, указывающим на образовние их в неодинаковых условиях.

В связи с тем что на юге Красноярского края выделяются две генетические группы щелочных пород, естественно возникает вопрос о причинах, которые вызвали их фор­мирование. На этот вопрос может быть дан один из двух возможиых ответов . Первый, который, как нам казалось, является вполне приемлемым, мог бы объяснить различие между двумя группами пород как следствие фациальной изМеичивости магматических 56

образований. Общая изменчивость состава эффузивной толщи наводила на мысль о том, что известная с давних пор неоднородность щелочных .Пород зависит от фацильной изменчивости излияний. Тем самым устанавливалась бы связь щелочных интрузий с де­вонскими эффузивами. В общем виде закономерная приуроченность разнородных интрузий щелочной магмы к определенным участкам окраинных частей Минусинского межгорного прогиба соответствует той, которая характеризует распространение эффу­зивов различного состава.

Действительно, на северо-западе, где преобладают излияния базальтовой магмы, раз­виты типы щелочных пород, относящиеся к ее щелочным дериватам, тогда как в области восточных окраин, где щироко распростраиены ортофировые разности, мы сталкиваемся с производными сиенитовой или граносиенитовой магмы, разновидностью которых являются щелочные нефелинсодержащие породы Чирлых-Гола и Тырданова улуса , также приуроченные к определенной ассоциации девонских эффузивных пород. Это заманчивое представление потребовало бы дальнейшего углубленного анализа струк­турных взаимоотношений, объясняющих закономерную связь между интрузиями и излияниями девонского времени как следствие какой-то тектонической неоднород­ности формирования Минусинского межгорного прогиба и общей его асимметрни, обусловливающей развитие производных сиенитовой и граносиенитовой магмы на вос­токе и юго-западе. Известное подкрепление такому объяснению можно найти в том, что, например, вдоль восточной окраины прогиба прослеживается максимальное в пре­делах северной его части погружение фундамента, подстилающего девонские отложения. Зона максимальных погружений расположена также на юго-западе прогиба.

Однако нельзя игнорировать другой ответ на ПQставлениый вопрос - возможную неодновозрастность интрузий щелочных пород, послужившую причиной того , что воз­никщие в каледонское время щелочные интрузии связаны с сиенитами и граносиенита­ми, так как формирование их происходило в условиях интенсивного прогибания гео­синклинальных осадков кембрийского возраста. В отличие от них девонские щелочные интрузии образовывались в условиях менее значительных погружений окраинных зон Минусинского межгорного прогиба.

Окончательный выбор одного из двух вариантов бьm бы преждевремеНI:fЫМ. Следует подождать окончания исследований, проводнмых в настоящее время больщим кол­лективом геологов. Но и тот и другой ответ приведут к одннаковым заключениям отно­сительно причин, лежащих в основе различий между рассматриваемыми группами по­род и целиком зависящих от особенностей развития геологических структур.

Более точный вывод мог бы быть получен, если бы имелись обоснованные данные о возрасте интрузий правобережья Енисея.

Следовательно, одной из наиболее насущных задач исследования щелочных пород юга Красноярского края является установление возраста интрузий, развитых на право­бережье Енисея. Решение этого вопроса имеет не только общетеоретическое, но и чисто практическое значение, так как позволит более правильно ориентировать дальнейщие поисковые работы. Ограничивая общее сопоставление щелочных нефелинсодержащих пород изложенными выше указаниями, подчеркнем некоторые положения, имеющие практическое значение. Проведенные исследования позволяют выделить группу щелоч­ных пород, генетически связанных с эссекситовой или базальтоидной магмой, в качест­ве основного объекта исследований, направленных на дальнейшее расщирение сырьевой базы алюминиевой промышленности. Анализ имеющихся фактических материалов по этой группе пород заставляет сделать вывод, что важнейщим районом, в пределах кото­рого в первую очередь могут быть выявлены новые промышленные запасы нефелино­вых руд, является междуречье Урюп-Берешь.

Расщирение сырьевой базы алюминиевой промышленности в этом районе может быть достигнуто за счет дополнительного изучения Горячегорского месторождения, в част­ности его северо-восточного и восточного флангов, а также за счет детального исследо­вания месторождения Андрюшкина Речка. При проведении работ на этом месторожде­нии должен быть пересмотрен вопрос о соотношениях между "каменными" и разрушен-

57

ными (выветрелыми) берешитами и выяснена riрирода явлений, приводящих к разру­шению нефелина и всей породы в целом.

lIIирокое распространение нефелинсодержаших пород на юге края свидетельствует о соответственно широких возможностях обнаружения новых типов нефелиновых руд. Поэтому дальнейшие работы не должны быть ограничены указанным междуречьем. Во-первых, их следует развернуть на территории осевой части Кузнецкого Алатау, под­вергнув изучению нефелиновые сиениты горы Дедовой и другие выходы щелочных по­род. Во-вторых, исследовательские работы следует провести на наиболее благоприят­ных, по имеюшимся сейчас данным, участках распространения щелочных нефелинсо­держаших пород Буровского массива, горы Высокой.

В заключение следует отметить, что распространение щелочных пород не ограни­чивается описанной территорией. Общие задачи изучения щелочных пород Красноярско­го края как сырья для алюминиевой промышленности должны, несомненно, ставиться значительно шире, и в первую очередь среди прочих районов распространения зтих пород должен привлечь внимание Енисейский кряж с Татарским массивом нефелино­BbIX сиенитов. Расположение этого массива близ бокситовых руд одноименного место­рождения выдвигает его в качестве одного из весьма благоприятных объектов для развертывания дальнейших работ по расширению сырьевой базы алюминиевой промыш­ленности. Несомненно, что и среди известных далее на север месторождений нефелин­содержащих пород также окажутся объекты, имеющие важное значение для поста­новки на них соответствующих работ, которые выявят новые сырьевые ресурсы края.

Приведенные данные с полной очевидностью свидетельствуют о том, что Красноярс­кий край располагает всеми возможностями не только для дальнейшего расширения уже существующей сырьевой базы, созданной в последние rOДbl, но и для выявления но­BbIX cbIpbeBbIX ресурсов на севере, в частности за счет Татарского массива нефелиновых сиенитов.

О ЗНАЧЕНИИ ЩЕЛОЧНОГО МОДУЛЯ ДЛЯ СИСТЕМАТИКИ ИЗВЕРЖЕННЫХ ПОРОД*

Понятие о щелочном модуле, представляющем отношение между молекулярными количествами щелочей и глинозема (R2 О : ' A12 аз) , широко используется при различ­ного рода технологических расчетах. Применительно к горным породам значение щелоч­ного модуля оценивалось лишь частично. В ряде работ А.Е. Ферсмана ( 1934) отношение щелочей к глинозему рассматривал ось в качестве параметра, определяющего различия между агпаитовым и миаскитовым рядами нефелин-сиенитовых массивов. Для аг паи­тового ряда А.Е. Ферсман указывал значение этого параметра, превышающее единицу, что соответствует той группе нефелин-сиенитовых пород, которую в Южной Гренлан­дии в 1 9 1 1 г. выделил Уссинг под названием агпаитов. По-видимому, именно это послу­жило основанием для обозначения щелочного модуля довольно громоздким термином "коэффициент агпаитности", довольно часто встречающимся в петрографической лите­ратуре, посвященной щелочным породам.

Об отношении щелочей к глинозему неоднократно упоминали многие исследовате­JЩ (А.Е. Ферсман, Б .М. Куплетский, О .А. Воробьева и др.) . Тем не менее общее значе­ние этого параметра для систематики изверженных пород до последнего времени не рас-

-Геология и петрология докембрия. М. : Изд-во АН СССР, 1 96 1. С. 62-69. 58

сматривалось. Между тем, используя изменчивость значений щелочного модуля в раз­личных изверженных породах, можно по-ново му подойти к пробл�ме обособления ще­лочных пород как определенной системаrnческой группы, отличающейся единством хи­мического и минерального состава.

СИСТЕМАТИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД В СУЩЕСТВУЮЩИХ КЛАССИФИКАЦИЯХ ИЗВЕРЖЕННЫХ ПОРОД

в классификации, предложенной Ф.Ю. Левинсоном-Лессингом в конце ПрО1WIого столетия ( 1 898) и повторенной почти без изменений в обобщающей работе "Петрогра­фия" ( 1 933, 1 940) , в ряд "щелочных магм" включены представители различных групп пород, различающихся по химическому составу: уртиты (группа улыраосновных по­роД) , нефелиновые сиениты, фонолиты, тингуаиты (основные породы) , �лочные сиениты, трахиты , тонсбергиты (средние породы) , пантеллерито-граниты, пантеллери­ты, гранититы, липарито-дациты, нордмаркиты, окситрахиты, граниты, липариты, квар­цевые порфиры и кварцевые кератофиры (кислые породы) , аплитовые граниты, квар­цевые грорудиты и ультракислые кератофиры (ультракислые породы) .

Как видно из этого перечня, породы, отнесенные к ряду "щелочных магм", образуют весьма пеструю серию, охватывающую наряду с уртитами и нефелиновыми сиенитами также трахиты, граниты, кварцевые порфиры и другие кислые, а также и ультракислые породы. Основным признаком, позволяющим включать породы в ряд "щелочных магм", в классификацни Ф.Ю. Левинсона-Лессинга служит отношение щелочей к щелоч­ным землям (R2 О : RO) , превышающее единИцу.

По этому признаку часть уртитов, лимбургиты, авгититы, нефелиновые, лейцитовые и анальцимовые базальты, базаниты, мончикиты и камптониты при надлежат к " проме­жуточным магмам" группы ультраосновных пород; шонкиниты, миссуриты, нефели­новые габбро (ийолиты) , эссекситы, тефрито-базальты и трахидолериты - к "щелочно­земельным магмам" группы основных пород, а тефриты - к "промежуточным магмам" той же группы.

Иной позиции придерживался Г. Розенбуш (1 934) , для которого "щелочные магмы" ­это магмы фойяитовые и тералитовые. К представителям "щелочных магм" он относил также щелочные сиениты и граниты, обособляя их от ряда нормальных сиенитов и гра­нитов. Принадлежность к "щелочным магмам", по Г. Розенбушу, определяется отно­шением R : Al, .paвHbIM единице, где R почти исключительно щелочные металлы. Г. Ро­зенбуш отмечал, что главные составные части щелочных пород представлены щелочны­ми полевыми шпатами и их заместителями, а также щелочными амфиболами и пироксе­нами. Взгляды Г . Розенбуша с некоторыми оговорками принял Р. Дэли (1 936) . Он раз­делил все щелочные породы на пять групп: 1 ) нефелиновые сиениты, 2) эссекситы, 3) шонкиниты и тералиты, 4) миссури ты и фергуситы, 5) ийолиты и бекинкиниты -и включил также в эти группы эффузивные аналоги всех названных пород (фонолиты, трахидолериты и др.) .

Позднее Ф.Ю. Левинсон-Лессинг подчеркнул свое несогласие с точкой зрения Г. Розен­буша. По мнению Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, включив в группу щелочных пород терали­ты, шонкиниты, эссекситы и удалив из нее часть гранитов, Г. Розенбуш "придал группе щелочных пород причудливый и произвольный характер" [1 940, с. 267] . Ф.Ю. Левинсон­Лессинг считал, что общность минералогического состава щелочных пород отнюдь не определяется присутствием нефелина и лейцита, так как появление эrnх минералов ука­зьmает только на ненасыщенность пород кремнеземом, а не на их щелочность. Отличи­тельным генетическим признаком щелочных пород, по мнению Ф.Ю. Левинсона-Лес­синга, является их минералогический состав, говорящий "в пользу пневматолических явлений, связанных с присутствием газообразных элементов, минерализаторов . К числу этих минералов принадлежат кварц, калиевые полевые шпаты, группа содалита и др." в целом же Ф.Ю. Левинсон-Лессинг по-прежнему отмечал, что он предлагает называть

59

«"щелочными" лишь породы, в которых щелочи преобладают над щелочноземельными элементами» (1 940, с. 268, 269) .

Примерно в те же годы С. lIIэнд (Shand, 1 922) укаэал, что "проще всего определить щелочную породу как содержащую такие минералы, в которых молекулярное отноше­ние щелочей к кремнекислоте не меньше чем 1 :4". Избыток щелочного полевого шпата или слюды, по его мнению, не дает права назвать породу щелочной. Такое определение, по представлениям lIIэнда, "очерчивает ясно ограниченную естественную группу, в ко­торой каждая порода содержит или избыток щелочей над глиноземом, или избыток ще­лочей и алюминия над кремнекислотой". Таким образом, lIIэнд предпринял попытку подойти к выделению щелочных пород по свойственным им особенностям химическо­го состава, но совсем с иных позиций, чем'ф.Ю. Левинсон-Лессинг. Попытка эта, несом­ненно, более совершенна, так как позволяет найти общие черты сходства между мине­ралогическим и химическим составом щелочных пород. Тем не менее определенное неудобство в подходе lIIэнда к проблеме определения систематического положения щелочных пород по химическим признакам представляет двойственность последних.

Сводка В. Трегера (Тгбgег, 1 935) содержит классификацию, мало отличающуюся от предложенной ранее Г . Розенбушем. Щелочные породы В_ Трегер выделял по призна­кам минералогического состава.

Значение минералогического состава пород для общей систематики подчеркивал л.н. Заварицкий (1 955) . Он считал минеральный состав изверженных пород основой их классификации. Для щелочных пород л.н. Заварицкий указал ряд отличительных признаков, определяемых присутствием типовых минералов и их ассоциаций. В общей систематике он отнес к щелочному ряду обширную группу щелочных габброидов и соответствующих им эффузивных эквивалентов, фельдшпатидовые (нефелиновые) сиениты и фонолиты, а также щелочные граниты и сиениты.

В химической классификации л.н. Заварицкого ( 1 950) щелочные породы выделе­ны в группах различной кислотности по отношению параметров числовой характерис­тики а : с или по величине параметра с. Значения параметров меняются в зависимости от кислотности. Условность границ, определяющих в его классификации систематичес­кое положение щелочных пород, специально подчеркивалась л.н. Заварицким.

Краткий обзор существующих классификаций изверженных пород показывает, что проблема выделения щелочных пород решается различными исследователями по-раз­ному. Возникающие разногласия отражают дуалистический подход к вопросам система­тики изверженных пород, сnязанный с тем, что последние представляют собой опреде­ленные сочетания минералов , обладающие более или менее устойчивым химическим составом, а следоватеЛ,ьно , могут быть разделены как по минеральному, так и по хими­ческому составу . .

Попытки совместить химическую и минералогическую характеристику пород в общей классификации, собственно, и приводят к двойственной системе подразделений. Извер­женные породы классифицируют, например, на группы по кислотности и выделяют кис­лые, средние и основные и Т.Д., а внутри каждой группы разделение производят в зави­симости от минералогического состава пород. Химические основы, как видно по назва­нию, вводятся в том случае, когда выделяют группу щелочных пород. В этом смысле Ф.Ю. Левинсон-Лессинг (1 898 , 1 940) бьm прав, когда предлагал при выделении ще­лочных пород пользоваться данными об их химическом составе. Вводя те или иные х и м и ч е с к и е п р и з н а к и, позволяющие обособить щелочные породы, можно по­лучить для ограничения этой группы определенные рамки и сохранить ее как единую группу. Именно такой цельной группой, отличающейся общим для всех пород химичес­ким признаком, выглядит группа щелочных пород в классификации Ф.Ю. Левинсона­Лессинга. В этом огромное преимущество его классификации. Однако при введенном Ф.Ю. Цевинсоном-Лессингом характерном, по его мнению, для щелочных пород призна­ке преобладания молекулярных количеств щелочей над щелочными землями типич­ные черты минералогического состава пород, общие для всей группы, исчезают. При­ходится пользоваться второстепенными признаками и привлекать на помощь даже ха-60

рактерисmку акцессорных, а не главных минералов, а также весьма общие и проблема­тические соображения о пневматолитовой природе тех минералов (включая кварц) , которые оказываются mпичными для щелочных пород при предложенной системе вы­деления последних по отношению щелочей к щелочным землям_

Классификация Ф.Ю. Левинсона-Лессинга оказывается, таким образом, неудобноЙ. Эта классификация не позволяет использовать данные о минералоmческом составе по­род для отделения представителей щелочного ряда от друmх групп. Урmты, например, попадают одновременно и в группу щелочных пород, и Ц группу пород промежуточных, а граниты со щелочными пироксенами и амфиболами объединяются с гранитами нор­мального ряда. Вместе с тем ряд пород, содержащих такие симптоматические минералы, как фельдшпаmды, щелочные пироксены и амфиболы, в системаmке Ф.Ю. Левинсон­Лессинга расчленены и часть пород этого ряда исключена из щелочной группы.

Классификация А,Н. Заварицкого (1955) , в которой он исходит из м и н е р а л 0-г и ч е с к и х п р и з н а к о в, отличается в этом отношении значительными преиму­ществами. В ней указаны главнейшие черты минерального состава, позволяющие уста­новить принадлежность определенного mпа пород к щелочной группе, но в этой общей систематике единство группы щелочных пород нарушается и они оказываются рассеян­ными cpe,rw различных подразделений общей классификации. То же имеется и в систе­матике Г. Розенбуша, с которой во многом сходна клаGсификация А,Н. Заварицкого.

В химической классификации А,Н. Заварицкого (} 955) щелочные породы выде­ляются совершенно условно и также оказываются рассеянными среди друmх подраз­делений общей систематики. Единая группа щелочных пород с ясными признаками, определяющими их химические особенности, практически исчезает. А меж�у тем само название "щелочные породы" обязывает выделять их в самостоятельную группу по хи­мическим признакам. В это м отношении всякая классификация окажется несостоятель­ной, если не будут указаны принципиальные основы выделения щелочных пород по хи­мическому составу, совпадающие с теми признаками минералоmческими, которые предлагается учитывать.

Классификация Ф.Ю. Левинсона-Лессинга представляется в таком плане более стро­гой, хотя и не совсем удовлетворительной с позиций систематики rioрод по минералоm­ческому составу. Что касается систематики А.Н. Заварицкого, то хотя она и представ­ляется рациональной с точки зрения ее минералогических основ, но , несомненно, нужда­ется в дополнениях и уточнениях, определяющих принципы выделения щелочных по­род как единой систематической группы, отличающейся особенностями не только минералоmческого, но и химического состава.

ПРЕДЛАГ АЕМ ОЕ ОПРЕДЕЛЕНИЕ • СИСТЕМАТИЧ ЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ ЩЕЛОЧНЬ� ПОРОД

ПО ВЕЛИЧИНЕ ЩЕЛОЧНОГО М ОДУЛЯ

Следуя А,Н. Заварицкому ( 1955) , можно считать, что наиболее существенную осо­бенность минералоmческого состава щелочных пород представляет содержание в них либо заместителей полевых шпатов (нефелина, лейцита) , либо щелочных темноцветных минералов. Присутствие нефелина и лейцита, так же как и щелочных темноцветных ми­нералов, сказывается на химическом составе пород. Роль первых двух минералов, как подчеркивал Ф.Ю. Левинсон-Лессинг, такова, что их появление взамен полевых шпатов приводит главным образом к общему снижению кислотности пород, но не меняет сколько-нибудь существенно соотношения между друmми группами окислов.

Совсем иное положение занимают щелочные темноцветные минералы. их присутст­вие определяет избыточное содержание в породах щелочей над тем количеством, кото­рое характеризуется отношением щелочей к глинозему 1 : 1 и является mпичным для полевых шпатов, а в равной степени и для их заместителей. Так как щелочные темно­цветные минералы постоянно сопутствуют заместителям полевых шпатов, то избыток

61

щелочей над их типовым содержанием в нормальном ряде пород можно рассматривать как наиболее общую и характернейшую черту всей группы щелочных пород.

Опираясь на высказанные соображения , следует считать отношение щелочей к гли­нозему, т.е . щелочной модель (ф) , наиболее приемлемым . химическим параметром , определяющим возможность отнесения той или иной породы к щелочной группе . Этот параметр в общем близок к предложенно�у Г . Розенбушем параметру , опре­деляемому отношением R : Al, но позволяет 'более строго · очертить рамки щелоч­ного ряда пород. Используя данные , характеризующие изменчивость значений щелоч­ного модуля в различных разновидностях изверженных пород, и имея в виду , что распределение щелочей и глинозема зависит от минералогического состава этих пород, представляется возможным найти единые химические признаки для всей групцы ще­лочных пород, отличающихся определенным минералогическим составом .

Исходя из приведенных выше соображений , можно было бы предполагать , что к группе щелочных пород следует относить лишь те породы, в которых щелочной модуль превышает единицу . Такое предположение, однако, необоснованно , так как изменчивость отношений щелочей к глинозему зависит не только от содержания в породе полевых шпатов , их заместителей и щелочных темноцветных минералов , но также и от того , какое значение приобретают в той или иной породе минералы, со­держащие глинозем в количествах, не связанных с щелочами определенными соот­ношениями (многие амфиболы и пироксены, шпинели, слюды и др.) . В связи с тем что в последней группе минералов глинозем находится в избытке, действительное значение щелочного модуля в типичных щелочных породах будет меньше единицы . В кислых породах, в которых щелочные пироксены и амфиболы обычно появляют­ся вместо слюд, это отношение должно отличаться от единицы меньше, чем в основ­ных, где щелочные минералы присутствуют одновременно с минералами, содержа­щими глинозем в избытке . Однако точные значения щелочного модуля для щелоч­ных пород, отличающихся различным содержанием кремнезема (т.е . обладающих различной кислотностью) , определить трудно в связи с недостаточностью наших зна­ний о составе пироксенов, амфиболов и ряда других минералов , а также ввиду того , что состав этих минералов весьма изменчив .

Значение щелочного модуля для щелочных пород с различным содержанием крем­незема может быть установлено эмпирическим путем , в частности посредством гра­фических построений. Для этой цели можно , например, определить значение щелоч­ного модуля для средних типов изверженных пород по Р. Дэли ( 1 936) . Соответствую­щая диаграмма изображена на рис . 1 , на котором пок .. зана изменчивость величины щелочного модуля в зависимости от содержания в породах кремнезема. Прочерчен­ная на диаграмме линия разделяет поле различных значений щелочного модуля на две части . Выше линии располагаются значения щелочного модуля для тех пород, ко­торые содержат фальшпатиды или щелочные пироксены и амфиболы, т .е . именно те породы, которые по систематике А .н. Заварицкого , Г . Розенбуша и В . Трегера отно­сятся к щелочному ряду. Ниже линии размещаются значения всех пород нормального ряда. Таким образом , эта линия может быть принята за линию раздела всех типичных (по Р . Дэли) изверженных пород на две группы - щелочных и нормальных . Соответ­ственно минимальные значения щелочного модуля для щелочных пород определяются следующими опорными величинами : для кислых (Si02 свыше 65%) - от 0,9 1 до 0 ,83 , для средних (Si02 от 65 до 52%) - от 0 ,83 до 0,64, для основных (Si02 от 52 до 40%) -от 0 ,64 до 0 ,42 , для улыраосновных (Si02 менее 40%) - менее 0 ,42 .

Единство всей группы щелочных пород по химическим признакам , соответствую­шим минералогическому составу пород, на приведенной диаграмме выявляется весьма устойчиво .

Все породы , выделенные Р . Дэли , А.Н. Заварицким, Г . Розенбушем и В . Трегером в качестве щелочных на основании минералогических признаков , отличаются от по­род нормального ряда высокими значениями щелочного модуля. Абсолютные вели­чины этих значений меньше единицы и закономеРI;IО изменяются в зависимости от 62

.IJ .JtJ

. 125 .J,J /П

/,1/

/lcHo#'HbIe

'j-51/ 01/1/ 71/1/ . tfl/I/ }'I/I/ /1/1/1/ /11/1/ /z 1/1/ Рис. 1 . Щелочной модуль (ор) средних типов изверженных горных пород

Номера на диаграмме соотв етств уют номерам, приведенным в работе Дэли

SlOZ

содержания в породах кремнезема, в пределах от 0 ,9 1 для самых кислых до 0 ,40 для наиболее основных пород. Точное определение принадлежности той или иной породы к щелочному ряду с помощью предлагаемой диаграммы не представляет затруднений.

Приведенная выще общая закономерная картина нарушается некоторыми отклоне­ниями, заслуживающими внимания. На рис . 1 эти отклонения можно видеть , рассмат­ривая пунктирную линию, проходящую через точки, соответствующие таким поро­дам, как камптонит, кринанит, лейцитовый тефрит, шошонит, и обособляющую поле , ограниченное сверху главной линией раздела пород нормального и щелочного ряда. В очерченном этими линиями поле располагаются точки, отвечающие "всем теф­ритам" , эссекситу, эссекситовому габбро, абсарокиту и муджиериту . Всем перечислен­ным породам свойственны низкие значения щелочного модуля, такие же , какие ха­рактерны для пород нормального ряда. Таким образом, обособляется группа пород, сходная по минералогическому составу (по крайней мере частично) с породами щелоч­ного ряда, но не укладывающаяся в рамки общей закономерности , свойственной ти­тичным щелочным породам, составляющим единую группу, отличающуюся опреде­ленными особенностями не только минералогического , но и химического состава . Эта весьма интересная группа включает главным образом те породы из числа габбра­идов, которые содержат калиевый полевой шпат (эссекситовые габбро , эссексит, шошонит, абсарокит, муджиерит) или заменяющий его лейцит (лейцитовый тефрит и "все тефриты", для вычисления среднего состава которых Р. Дэли учел 20 лейцита­вых пород из 24, принятых в расчет) . Вполне определенное место, занимаемое на диаграмме лейцитовым тефритом, показывает, что отклонение от общего ряда ще­лочных пород для рассматриваемой группы вполне закономерно. Представляется , таким образом, вероятной родственная связь эссекситов и эссекситовых габбро , с од.чой стороны, и шошонитов, абсарокитов и лейцитовых тефритов - с другой. Столь же вероятным кажется , что среди тефритов следует различать две существен­но различные ветви нефелиновых и лейЦИТОВЫХ пород, принадлежность которых К' одному семейству может быть поставлена под сомнение .

Особое положение рассматриваемой группы габброидов по отношению к типич­ному щелочному ряду, отличающемуся высокими значеЦЮIМИ щелочного модуля , находит, следовательно, определенное объяснение в характере их минералогического состава. Возникает естественный вопрос: можем ли мы объединять эту группу с пора­дами типичного щелочного ряда? Определенные особенности минералогического и существенные отличия химического состава настолько отчетливо обособляют груп­пу эссекситов , эссекситовых габбро, шошонитов, абсарокситов и лейцитовых тефри­тов, что включение их в ряд типичных щелочных пород крайне затруднительно. Это ,

6з

• . . , .- . �. , . . .

•

•

///ии Рис.· 2. Щелочной модуль щелочных пород Енисейского кряжа

• •

•

•

////и SiDZ

и �--�------�------�------�----��----���� оии ши Q'UU У'ии

Рис. 3. Щелочной модуль глубинных щелочных пород северной части Кузнецкого Алатау

несомненно, особая группа пород. Называть такие породы просто "щелочными",

по-видимому, неправильно. Может быть , учитывая, что речь идет об ортоклазовых

и лейцитовых габброидах, их следует именовать "калиевыми", а не вообще щелоч­

ными габброидами. Тем более мало оснований для отнесенйя к щелочным породам

кринанитов и кампонитов, отличающихся низкими значениями щелочного модуля.

В приложении к анализу конкретных петрохимических материалов значение ще­

лочного модуля можно иллюстрировать примерами, характеризующими особенности

состава щелочных пород Енисейского кряжа (рис. 2) и Кузнецкого Алатау (рис . 3) .

На Енисейском кряже щелочные породы отличаются весьма высокими значениями

щелочног<.> модуля ; чем они резко отличаются от аналогичных пород Кузнецкого

Алатау. Для щелочного комплекса последнего характерны не только сравнительно

низкие и весьма изменчивые значения щелочного модуля, но еще и падение его до

величин, располагающихся ниже кривой, разграничивающей поле нормального и

щелочного ряда пород. Такое нарушение общей закономерности является прямым

следствием интенсивного замещения первичных минералов щелочных пород Кузнец­

кого Алатау продуктами их гидротермального преобразования . Породы с низким

значением щелочного модуля в Кузнецком Алатау содержат нефелин, зам�щенный

канкринитом , гИдрослюдами, цеолитами и другими.минералами.

Приведенный краткий обзор наблюдаемых отклонений убеждает в том, что , раз­

граничивая щелочной и нормальный ряд пород по величине щелочного модуля , можно

выявить не только интересные новые закономерности, определяющие связи между

различными группами изверженных пород и устанавливающие отличительные осо­

бенности последних, но также и основные черты щелочных пород, принадлежащих

к разным петрографическим провинциям, изменчивость их свойств в связи с позд­

нейшими преобразованиями и Т.Д. 64

ТИПЫ ФОРМАЦИЙ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД СИБИРИ*

Щелочные породы Сибири исключительно разнообразны по составу, структуре , петрохимическим особенностям, по взаимоотношениям с вмещающими породами и по ряду других признаков . Изучены они далеко не равномерно , но в настоящее время имеются уже весьма разнообразные сведения, позволяющие определить харак­терные черты щелочных пород различных регионов, выявить принадлежность этих пород к более или менее резко обособленным магматическим комплексам и уста­новить типичные для них парагенетические ряды и ассоциации .

Главные области распространения щелочных пород в Сибири сосредоточены в пре­делах Алданского щита, Б айкало-Патомского нагорья, в северной часm Забайкалья , в востояной части Саяно-Алтайской склаДчатой области, на Енисейском кряже, а также в северной части Сибирской платформы. Этими территориями очерчивается почти непрерывный Средне сибирский пояс распространения щелочных пород, как бы обрам­ляющий платформу на юго-востоке , юго-западе, западе и севере. В сравнительно огра­ниченном распростраиении щелочные породы известны внутри этого пояса на Сибир­ской платформе , а также и за его пределами - на Таймыре, Колыме , Сахалине и в Приморье..

История изучения щелочных пород Сибири связана с именами ряда исследователей , усилиями которых уже в течение первой половины текущего столетия был выявлен ряд крупиыХ районов распространения щелочных пород. На Алданском щите такие породы весьма обстоятельно изучил Ю.А. Билибин ( 1 941 , 1 947) . Краткое описание щелочных пород Байкало-Патомского нагорья дали ЕЛ. Молдаванцев ( 1924) и Ю.И. Половинкина ( 1 926) . В Северном Забайкалье, где еще АЛ. Карпинский ( 1 903) обнаружил в коллекциях А.Э. Гедройца грорУДИТЫ, А.А. Арсеньев ( 1 946) , И .В . Лучиц­кий и М .С . Нагибина ( 1947) выявили широкое распространение грорудитов , сёльв­сбергитов и щелочных гранитов. В Саяно-Алтайской обласm с ее щелочными поро­дами, известными по работам ИЛ. Рачковского ( 1 9 1 3 ) , А.Н. Чуракова (1 932) и Я .С . Эдельштейна ( 1 929) , систематическое изучение этих пород предпринял И .К. Б аже­нов ( 1 945 ) . В Енисейском кряже еще в начале столетия А .к. Мейстер ( 1 9 1 0) весьма детально описал ряд выходов щелочных пород. На севере Сибирской платформы ще­лочные породы обнаружили Г.Г . Моор ( 1940) и Н. Кабанов . Первые описания этих пород дали Г .Г. Моор и Б .М . КуплетскиЙ. Среди трапповых полей Сибирской плиты щелочные породы стали известны благодаря петрографическим исследованиям В.С . Со­болева ( 1 936) . По другим территориям Сибири .о щелочных породах имелись лишь самые беглые сведения.

В течение последнего десятилеmя наши знания о щелочных породах Сибири резко расширились . Появились новые работы по территории Алданского щита (Арсеньев , Нечаева, 1955 ; Белов, 1954; Дзевановский, 1956; и др.) , по Б айкало-Патомскому нагорью и Северному Забайкалью (Белов, 195 8, 1959 ; lIIилин, 1956; и др.) . Ит()ги изучения щелочных пород восточной части Саяно-Алтайской области подвел И.В. Лу­чицкий ( 1 960) , а по югу этой области новые данные изложили В.А. Кононова ( 1 957) , А.С. Кудрин и М .А. Кудрина ( 1960) и р.м . Яшина ( 1 957) . Новые материалы привели также Е.В. Свешникова ( 1960) и другие исследователи по Енисейскому кряжу; Е.л. Б утакова ( 1 956 , 1 959) , Г .Г . Моор ( 1957 , 1 959) и др. по северу Сибирской плат­формы; АЛ. Васьковский ( 1 949) , М .И. Рабкин ( 1 954) , Е.к. Устиев ( 1949) и др. по восточным районам. Существенный интерес представила, в частности, работа г .м . Га­пеевой ( 1 954) по щелочным породам Приморья.

Разнообразные материалы по характеристике щелочных пород Сибири приведены также и в обобщающих работах. К числу ранних работ такого рода относится иссле­дование щелочных пород СССР Б .м . Куплетским ( 1 937) . В недавнее время появились сводки по щелочным породам,

. составленные ю.м . lIIейиманом, Ф.Р . . Апельциным и

* Тр . Ин·та геологии и геофизики СО АН СССР. 1963 . Вып. 33. С. 165- 183. S. Зак. 1 492 65

Е.А. Нечаевой ( 1 96 1 ) , и краткий обзор щелочных пород СССР, опубликованный О.А. Воробьевой ( 1960) . Две последние работы затрагивают общие проблемы выде­ления формаций щелочных пород Сибири.

В работе ю.м. lIIейнмана с соавторами ( 196 1 ) указаны три типа таких формаций: ультраосновная, габброидная и гранитоидная. Основной принцип выделения форма­ций - предположение о существовании трех соответствующих типов "исходных магм" "Такое деление, - пишут авторы (lIIейман и др., 1 96 1 , с_ 50) , - является естественным, и на нем построена вся работа, но оно может быть обоснованно в том случае, если другие предполагаемые причины возникновения щелочных пород являются невер­ными" (кроме предпола.гаемоЙ авторами "дифференциации без или почти без внеш­них влияний") .

В отличие от коллектива авторов О.А. Воробьева ( 1960) выделяет следующий ряд ведущих формаций, каждая из которых обладает индивидуальными особенностями состава и представляет "определенную комагматическую ассоциацию щелочных по­род": 1 ) бесполевошпатовых пироксено-нефелиновых пород ийолит-мельтейгитовой серии, 2) нефелиновых сиенитов, 3) щелочных и субшелочных сиенитов, 4) щелоч­ных и субщелочных гранитов И, наконец, 5) лейцитовых и анальцимовых шелочных базальтоидных и габброидных пород.

Нетрудно -видеть, что первая концепция весьма субъективна и позтому недоста­точно убедительна, так как опирается на совершенно гипотетическое, хотя и широко распространеиное представление о трех "исходных магмах". Значительно более удач­ная систематика формаций, предложенная О.А. Воробьевой, также включает априор­нре представление о комагматичности определенных ассоциаций горных пород. Между тем выделение формаций как естественных сообществ горных пород, отдельные члены которых парагенетически связаны друг с другом как в пространственном, так и в возрастном отношенни, должно быть свободно от таких представлений.

Какие же естествеиные сообщества горных пород, включающие щелочные разно­видности последних, иначе говоря, какие формации щелочных пород выявлены в настоящее время на территории Сибири? Учитывая разнообразие состава и структуры щелочных пород, петрохимические их особенности, а также взаимоотношения и пара­генетические связи с другими породами, представляется возможным по состоянию современных значений выделить по крайней мере следующие типы формаций щелоч­ных пород Сибири: гипербазитовую и кимерлитовую, трапповую, трахибазальтовую, лейцититовую, горячитовую, щелочногабброидную, щелочносиенитовую, щелочногра­нитную и гибридную. Все эти разнородные формации характеризуются не только опре­деленными парагенетическими связями щелочных пород с другими, но также и струк­турной приуроченностью к определенным тектоническим элементам или к определен­ному этапу формирования последних.

Большинство выделяемых формационных типов щелочных пород известно по ли­тературным данным, поэтому нет оснований давать для каждого из них детальную характеристику. Разнообразные литературные данные, представленные в числе упо­мянутых выше обобщающих работ, позволяют ограничиваться кратким изложением основных сведений о формациях щелочных пород. Более обстоятельное изложение материалов может представлять интерес лишь для малоизвестных типов формаций, таких, например, как горячитовая.

Г и п е р б а з и т о в а я ф о р м а Ц и я хорошо известна по описанию ЕЛ. Бута­ковой ( 1 956, 1959) , Г .Г . Моора ( 1940) , ю.м . lIIейнмана ( 1947) и других исследова­телей на севере Сибирской платформы. НаИболее полный ряд пород этой формации включает дуниты. перидотиты щелочноземельные и щелочные (биотитовые и нефе­линовые) пироксениты. ийолиты мельтейгиты, якупирангиты, шонкиниты, нефели· новые и эгириновые сиениты�' мелилитовые породы и карбонатиты.

О.А. Воробьева выделяет щелочные породы рассматриваемого ряда в качестве формаций · бесполевошпатовых, пироксен-нефелиновых пород ийолит-мелыейгито­вой серии. 66

Щелочные породы зтой формации образуют с гипербазитами различного размера интрузивные тела, иногда весьма крупные (Гулинская интрузия достигает 60 км В

длину) , но обычно не превышающие 6-8 kM в поперечнике. В этих телах, имеющих в большинстве случаев почти правильную округлую или зллипсоидальную форму , количественные соотношения между ультраосновными и щелочными породами варьируют в больших пределах. Встречаются массивы, почти нацело сложенные ги­пербазитами, среди которых щелочные породы образуют преимущественно неболь­шие жилы (интрузии Бор-Урях, Гулинская) . В других телах, наоборот, щелочные породы резко преобладают (IfНТРУЗИИ Одихинча, Матан и др.) .

В большинстве случаев интрузивные серии не сопровождаются комплексами излив­шихся пород, НО в отдельных случаях наблюдаются замечательные прhмеры связи интрузий с иэлияниями. Особенно нагляден пример Гулинской интрузии, окаймлен­ной лаво-туфовыми полями ульrраосновных и основных пород, а также щелочных базитов и ультрабазитов. Комплекс иэливщихся пород включает своеобразный тип ультраосновных пород - меЙМечнты. представляющие собой полустекловатую фа­цию дунита, содержащую сравнительно крупные вкраплениики оливина в стекле. Наряду с меймечитами, принадлежность которых к излившимся породам ЕЛ. Бутако­ва доказывает вопреки мнению ЮМ. Юейнмана и других исследователей, в обрамле­нии Гулинской интрузии развиты щелочные и базальтовые лавы. Щелочной комплекс излияний содержит лимбургиты. авгититы, нефелиновые и мелилитовые базальты, меланократовые нефелиниты и другие разновидности щелочных пород. Комплексу щелочных л�в подчинены базалЬТЬL покровы которых располагаются в южной и се­веро-восточной частях лавового поля.

Для Сибири такое сочетание интрузивных и излившихся серий щелочных и ультра­основных пород, какое отмечено для Гулинской интрузин, является не вполне обыч· ным, хотя аналогичные примеры сочетания разнофациальных парагенетически свя, занных комплексов пород известнь�, в частности, на Енисейском кряже. В зтом районе ийолит-мельтейгитовая серия пород с нефелиновыми и щелочными сиенитами сопро­вождается разнообразными гипабиссальными и, по-видимому, эффузивными образо­ваниями сиенит-трахитового состава. Эти породы, в различной степени раскристалли­зованные, представлены главным образом щелочными кварцевыми и бескварцевыми трахитовыми порфирами, сиенит-порфирами и сёльвсбергитами, образующими опре­деленную систему пластовых тел в обрамлении интрузивного щелочного комплекса_

В других районах Сибири парагенезис с эффузивными и гипабиссальными комп­лексами для щелочных пород гипербазитовой формации пока не отмечен , хотя он вполне вероятен, надример, для Алданского района, в частности для интрузии Инагли , если вообще МQЖНО зту интрузию относить к данной формации, учитывая ее отличи­тельные чертьt. описанные Ю_А. Билибиным ( 1 941) .

Выявленная первоначально на севере Сибирской платформы гипербазитовая форма­ция щелочных пород сейчас установлена уже во многих районах Сибири. Щелочные породы гипербазитовой формации известны на Енисейском кряже, на северных скло­нах Восточного Саяна, в Северном Забайкалье и на Витимском плоскогорье, на Алдан­ской плите. Изучены зти породы значнтельно хуже, чем на севере Сибири, но, во вся­ком случае, достаточно полнр для того, чтобы можно бьmо очертить область их распро­странения, расположенную целиком на древней платформе.

Непосредственная связь щелочных пород гипербазитовой формации с кимберли­тами не установлена, но, по-видимому, существуют переходы от кимберлитовых трубок к интрузивным телам щелочных пород гипербазитовой формации. Кимберлиты сами по себе представляют весьма сложную группу образований смешанного типа, в кото­рой наряду с явно преобладающими породами нормального ряда присутствуют также и щелочные гипербазИТЬL Щелочной модуль кимберлитов весьма изменчив , но главная масса кимберлитов отличается пониженными значениями щелочного модуля . Высокие значения последиего типнчнЬf. по-видимому, для слюдистыIx кимберлитов . Разнооб­разные породы кимберлитового ряда парагенетически не связаны с рассмотренными

67

выше щелочными породами гипербазитовой формации и, следовательно, должны быть отнесены к самостоятельному формационному типу.

Т р а п п о в а я ф о р м а ц и я щелочных пород включает разновидности траппов, отличающиеся от ряда этих пород присутствием цеолитов, щелочных пироксенов и реже щелочных амфиболов. Роль этих минералов в составе пород обычно невелика и, за редким исключением.. не приводит к появлению разновидиостей, соответствую­щих по химическому составу типичному щелочному ряду. Трапповая формация ще· лочных пород распространена главным образом на Сибирской платформе, но изучена пока еще очень слабо. Кроме работ В.С. Соболева ( 1936) , им посвящена, в частности, статья лл. Хряниной ( 1959) , в которой она дает более или менее детальный систе· матический обзор щелочных пород 'fрапповой формацни, встреченных на р. Б ахте. По этим ограниченным сведениям можно судить о том, что ряд пород, типичных для данной формации, включают преимущественно анальцимовые диабазы , наряду с ко· торыми встречаются сравнительно редкие трахибазальты, пироксеновые тешениты , тешенитовые диабазы и щелочные лейкократовые жилы. По данным В.С. Соболева ( 1936) , эти породы возникли главным образом в результате кристаллизационной дифференциации трапповой (базальтовой) MaгMh\. но некоторые из них образава' лись при участни процессов ассимИляции вмещающих карбонатных пород магмой, обогащенной летучими компонентами.

Тралповой формации щелочных пород принадлежат некоторые разновидности ба· зальтоидов северной части Минусинского прогиба (Лучицкий, 1 960) , в частности анальцимовые диабазь\, габбро-диабазы, секущие верхнедевонские , каменноуголь· ные, а местами и пермские отложения. Наиболее близки к ряду щелочных пород базальты бараджульского некка, содержащие включеl\ИЯ натрового адуляра. Хими­ческий состав этих пород соответствует трахидолеритам. , Некки данного ра(юна имеют черты сходства с кимберлитовыми алмазоносными трубками и, так же как последние, выполнены брекчневидными породами. Местами, например в районе д_ Кангарово, эти породы изобилуют обломками ультраосновных пород.

Судя по истории формирования траппав Сибирской платформы , парагенетические связи интрузивных пород С излившимися для трапповой формации щелочных пород, по-видимому, обычны. но не обязательны.

Т р а х и б а з а л ь т о в а я ф о р м а Ц и я шелочных пород наиболее полно изуче­на ия. Беловым ( 1 958) в Прибайкалье , на Витимском 'lIлоскогорье и в Западном Забайкалье. Типичная для этой формации серия пород охватывает оливиновые, пиро­ксеновые и другие базальты и долериты, трахибазальты, лимбургиты, авгитовые пор­фириты, эссексить\. трахидолериты, кринаниты, тешениты, монцониты, акериты, босто­ниты, трахиандезиты, камптониты, тералитовые диабазы и другие породы , близкие по составу к перечисленным. Эта серия пород образует , либо систему покровов, либо дайки или небольшие интрузиВные тела иной морфологин (лакколиты и т .п.) . Таким образом, для пород зтой формации связь интрузий С излияниями устанавливается весьма отчетливо. Размещение вулканогенных пород ПОДчннено системе линейно вы­тянутых узких грабенов, рассекающих все Б айкальское сводовое поднятие_

Состав и структура пород данной формации, так же как и формы их залегания, Н.есравненно более· разнообразны, чем для аналогичных пород трапповой серии, тем не менее имеются некоторые черты сходства между породами данной формации и рассмотренными выше породами траппового рода, чем вновь подчеркивается , что между различными формационными типами наблюдаются взаимные переходы .

Недостаточно ясны все особенности парагенезиса трахибазальтовой формации. В частности, неизвестно , насколько резко слагающие зту формацию ' породы отделе­ны от развитых в аналогичной структурной обстановке, но образовавшихся раньше граннтных и сиенитовых интрузий.

Л е й ц и т и т о в а я ф о р м а ц и я шел очных пород имеет много обшего с трахи­базальтовой.. Тем не менее ряд особенностей состава и взаимоотношений с другими породами настолько резко отличают лейцититовую формацию , что объединение ее

68

с предыдущей представляется невозможным. Характерной чертой щелочных пород лейцититовой формации следует считать присутствие в ряде разновидностей пород типоморфного для данной формации минерала - лейцита (или псевдолеЙцита) .

Серия щелочных пород представлена эпилейцитовыми и псевдолейцитовыми пор­фирами, псевдолейцитовыми фонолитами, трахиандезитами, псевдолейцититами, авгититами, ортоклазовыми базальтами и андезитами, шонкинитами, эгириновыми нефелиновыми сиенитами и сиенит-порфирами, эгириновыми сиенитами, лаурвики­тами, пуласкитами и меланитсодрежащими сиенитами и сиенит-порфирами, а также пироксеновыми псевдолейцитовыми порфирами, псевдолейцитовыми тингуаитами, сёльвсбергитами и бостонитами.

Типичную особенность данной формации представляет парагенезис щелочных пород с весьма разнообразными по составу кварцевыми и бескварцевыми порфирами, био­титовыми, роговообманковыми и пироксеновыми порфиритами, сиенит-порфирами , сиенит-диоритами и другими разновидностями пород щелочноземельного ряда.

Все эти породы, как и породы щелочного ряда, образуют систему разнообразных по размерам, но преимущественно небольших пластовых залежей лакколитов, што­ков и даек. Пластовые залежи достигают 40-60 м мощности и прослеживаются на 1 8-20 км, размеры лакколитов достигают (6-7) х 9 км, но обычно они значительно меньше.

Вся серия пород формировалась, по данным Ю .А. Билибина, на небольшой глубине, в гипабиссальной обстановке и возникла в результате кристаллизациониой дифферен­циацин трахибазальтовой MaгMbL Предполагается, что в верхний структурный ярус магма подавалась уже в дифференцированном виде и что образованию щелочных дифферерциатов способствовали тектонические условия, создавшие систему разло­мов на краю Сибирской платформы.

Породы лейцититовой формации размещаются на древнем (архейском) кристал­лическом основании, рассеченном системой разломов , но не подвергшемся столь рез­кому расчленению на систему грабенов и горстов, как это имеет место в области распространения пород траХибазальтовой формации. Архейские образования пере­крываются резко несогласно залегающими и полого наклоненными на север кембрий­ски�и отложениями, вместе с которыми в состав чехла Сибирской платформы входят юрские толщи, прорванные интрузиями щелочных пород и сопровождающими их породами.

Г о р я ч и т о в а я ф о р м 'а Ц и я бьmа изучена и выделена в качестве самостоя­тельной формации автором (Лучицкий, 1 960) и др на примере щелочных пород, раз­витых в восточной части Саяно-Алтайской складчатой области. Эта формация вклю­чает разнообразные породы, возникшие в обстановке весьма изменчивых глубин : частично сравнительно больших, соответствующих образованию глубинных пород, частично в приповерхностных, а также в субазральных условиях. Типичный ряд глу­бинных пород этой формации охватывает габбро , тералиты, горячиты, уртиты, нефе­линовые сиениты, щелочные сиениты. К гипабиссальным и излившимся породам горячитовой формации относятся долериты, диабазы, базальты, базальтовые порфи­риты, эссекситовые порфириты, трахибазальты, нефелиновые порфиры, не:фелиниты, а также, вероятно, тешениты, щелочные сиенит-порфиры и некоторые другие типы пород. Наиболее характерны для рассматриваемой формации горячиты, уртиты, бе­решиты и нефелиновые порфиры, существенно , а иногда резко обогащенные нефе­лином и парагенетически связанные с габбро и их излившимися аналогами - базаль­тами или базальтовыми и диабазовыми порфиритами.

Наиболее характерные типы пород горячитовой формации следует отметить в связи с тем, что, во-первых, эти породы обладают чертами, отличающими их от обычных щелочных пород, вследствие чего они получили оригинальные названия; во-вторых, породы горячитовой формации сравнительно малоизвестны и соответствующий фор­мационный тип выделяется впервые.

Глубинные щелочные породы горячитовой формации образуют систему овальных

69

/D .7 S .7 /1/ ,,7 ZIl 2,7 JI/ J,7 91/ М

е , , � , , , , , , , , , А

.У''р/77Н/77 .У',РП7иП7

· 9 1 фuU;шт f � фиинuт <>---- r---р - '-.... иp!/?uqHOU сиени

т . _ 4 f/ / I _

щепDq�Dи сиени/77 � \ 9 � , #..нефе.пинu,fЬ/и сиенит � \ , Нl!'фl!V7uноh/u сиенит Yf!i.1 1lf1 \�k'�

f' f �7f" '\ � I ��. I{ 1 � � ! ;; ' rl ' f 21/ �� �- � i� f ��\�

1/�= 2'> � � uV�uт !иии.п

и

�l \ � �

т

71� �u

т

Рис. 1. Петрохимическая диаграмма А.Н. Заварицкого ДЛЯ глубинных щелочных пород северной части Кузнецкого Апатау

или почти округлых (в плане) штоков или небольших массивов, секущих девонские базальтовые покровы или подстилающие их более древние осадочно-метаморфические толщи. Отдельные массивы почти нацело сложены горячитами и их разновидностями или близкими к ним по составу породами, но имеются и такие тела, в которых главную роль приобретают ийолиты и уртиты. сочетающиеся с породами габбрового ряда.

Для типичных горячитов, чаще всего равномернозернистых, обычен состав : нефе­лин (50-60%) , плагиоклаз основной и средний (25-30%) , авгит, местами переходя­щий в титан-авгит или .эгирин-авгит ( 1 5 -20%) , сравнительно небольшое количество калиево-натриевого полевого шпата (5- 10%) , а также акцессорные апатит и магне­тит. Спорадически в породах присутствуют эгирин, щелочные амфиболы, флюорит и различные сульфиды, но количества их обычно весьма незначительны.

Характерно обилие вторичных минералов : канкринита, гидрослюд, цеолитов , сери­цита, кальцита, реже эпидота и цоизита, также пелитовой мути. Для горячитов обычна гипидиоморфнозернистая структура, в ряде случаев с идиоморфными кристаллами нефелина, ксеноморфным авгитом и его разновидностями.

Первоначально эти породы бьmи описаны в северной части Кузнецкого Алатау А.Н. Чураковым (1932) под названием нефелиновых сиенитов. Позднее И.К. Баженов ( 1945) назвал эти породы тералитами, а И.В. Лучицкий ( 1 960) - тералито-сиенитами. Такие разноречия вполне естественны. так как горячиты отличаются чертами своеоб­разия, хорошо выраженными не только в их минералогическом, но также и в хими­ческом составе . Отличия этих пород от тералитов и нефелиновых сиенитов видны, в частности, на диаграмме, изображающей петрохимические особенности глубинных щелочных пород северной части Кузнецкого Алатау. На этой диаграмме (рис. 1 ; таб· лица) только для единичных химических анализов фигуративные точки приближаются к точке, соответствующей среднему составу тералитов по Р. Дэли ( 1 936) . Химические анализы, отвечающие этим фигуративным точкам, относятся к породам, мало рас про­страненным в северной части Кузнецкого Алатау и встречающимся преимущественно в краевых зонах массивов щелочных пород. Главная масса фигуративных точек, соот­ветствующая химическим анализам глубинных щелочных пород, располагается на диаграмме вдали от точки, изображающей средний состав тералита по Р. Дэли. Эти фигуративные точки размещаются в пределах сравнительно широкой полосы, начи­нающейся много ниже и левее точки, отвечающей среднему составу нефелинового сиенита (Дэли, 1 936) . Эта полоса следует затем по направлению к сиенитам, а далее вверх и вправо от них к лейкократовым нефелиновым сиенитам (фойяитам) и уртитам.

Химический состав щелочных пород северной части Кузнецкого Алатау соответ­ствует, следовательно, серии, включающей прежде всего породы, существенно отли· чающиеся от нефелиноного сиенита значительно меньшей кислотностью и меньщим относительным содержанием щелочей, далее нефелиновые СИeJIИТЫ обычного типа, лейкократовые нефелиновые сиениты (фойяиты) и, наконец, уртиты. Та группа пород, которая по химическому составу особенно резко отклоняется от обычных нефелиновых сиенитов и обладает пониженной кислотностью, весьма типична. Именно для нее различными исследователями предложены наименования нефелиновых сие­нитов, тералитов и тералито-сиенитов. Распределение фигуративных точек на диаграм­ме ясно показывает, что с тералитами эти породы имеют мало общего. Они более близки к нефелиновым сиенитам, с которыми связаны полной гаммой переходов. Существенно иной, чем в нефелиновых сиенитах, минералогический состав пород и одновременно резкие отличия их химического состава от свойственного типичным тералитам, от которых эти породы отличаются и сравнительно малым содержанием темноцветных минералов, ясно показывают необходимость вьщеления их в качестве самостоятельного типа, занимающего в ряду тералит - нефелиновый сиенит совершен­но определенное и независимое положение и заслуживающего специального назва­ния "горячнты" (Лучицкий, 1 960) .

В ряду горячит - нефелиновый сиенит имеются промежуточного состава породы с более кислым плагиоклазом. Эти. породы, геологически несамостоятельные, лучше

7 1

Средние составы щелочных пород горячитовой формации (В вес.%)

Окислы Интрузивные Экструэивные

1 · 2 3 4 5 6 7

SЮ. 4 3,1 1 47,75 48,84 40,42 45,27 45 ,90 50,93 ТЮ. 0,79 0,46 0,41 1 ,24 0,55 0,33 Al. Оз 2 1 ,48 2 1 ,74 22 ,65 30,40 20,31 22 ,25 20,8 1 Fе. оз 4,55 4,98 2 ,40 О/Л 6,09 5 ,38 3,58 РеО 5 ,98 4,03 4�50 2,73 4,82 3,7 1 4,35 MnO 0,19 0,19 0,15 0,23 0,39 0,19 MgO 1 ,2 3 0,7 3 1 ,84 0,5 3 2,18 0,97 1 , 14 СаО 8 ,96 5 ,54 5 ,34 6 ,08 7 ,5 3 4,64 3,2 1 Na. O 6,05 9,1 3 7 ,85 1 1 ,74 5 ,08 8 ,84 8 ,04 К. О 1 ,80 1 ,7 1 4,22 2 ,98 2 ,46 2 ,49 3,60 П.П.п. 4,70 3,53 0,76 2,73 4,50 4,75 3 ,28 С у м м а 99,14 99,78** 99,22*** 99,58 99,7 1 99,85 99,42

· 1 - горячит (среднее из 1 8 анализов) ; 2 - сиенитовый горячит (среднее из 1 1 анализов) ; 3 -нефелиновый сиенит (среднее из 1 2 анализов) ; 4 - уртит (среднее из 4 анализов) ; 5 - тералит-порфирит (среднее из 6 анализов) ; 6 - берешит (среднее из 6 анализов) ; 7 - нефелиновый пор фир есреднее из 7 анализов) .

· ·Вкmoчвя 0,29% Р. О, . • · · ВкmoЧ8Я 0,2 6% Р. О, .

всего именовать сиенитовыми горячитами. От нефелиновых сиенитов их отличает присутствие титан-авгита или эгирин-авгита (взамен эгирина или щелочных амфибо­лов) , от горячитов обычного типа - существенное содержание калиево-натриевого полевого шпата взамен плагиоклаза. Плагиоклаз в этих породах содержится в мень­шем количестве и имеет более кислый состав. Кроме того, в них больше нефелина и оливина.

Строение сиенитовых горячитов чаще всего порфировидное; в основной равно­мернозернистой массе породы · обычно резко выделяются многочисленные крупные кристаллы нефелина, достигающие 2-3 см и более в поперечнике. Химический состав сиенитовых горячитов близок к канадитам, но от последних сиенитовые горячиты отличаются присутствием калиевого полевого шпата.

Помимо тералитов, горячнтов и сиенитовых горячитов, среди глубинных пород горячитовой формации встречаются нефеЛИlfовые сиениты, известные в краевых зонах ряда массивов Кузнецкого Алатау, отчасти также щелочные сиениты и в огра­ниченной степени ТИIШчные уртиты.

Глубинным породам, таким, как горячиты, сиенитовые горячиты, нефелиновые сиениты и уртиты, соответствуют парагенетически и генетически связанные с ними разнообразные гипабиссальные и, частично, излившиеся щелочные породы. Гипабис­сальный ряд пород включает берешиты (аналоги горячитов и сиенитовых горячи­тов) , нефелиновые порфиры и фонолиты (аналоги нефелиновых сиенитов) и нефt}­линиты1 (аналоги уртитов) . По миниралогическому и химическому составу эти по­роды в общем весьма близки к соответствующим типам глубинных пород, что в отношении хим:ического состава можно наглядно видеть на рис. 2, где показаны параметры химической характеристики гипабиссальных пород северной части Куз­нецкого Алатау_ Среди гипабиссальных пород горячитовой формации известны также эссекситы и эссексит-диабазы.

Берешиты. обнаруженные впервыIe и.п. Рачковским ( 1923) в северной части Куз· нецкого Алатау, бьmи названы им ИЙОЛИ'f-порфирами. Петрографическое изучение этих пород привело О. Эрдманнсдорфера к выводу об их принадлежности к особому типу, существенно отличному от нефелиновых порфиров и заслуживающему специаль-72

/// S .r .7 /// /.7 z/7 2.7 J// А t'

J, U/елu,-,нuи сиени/77 ще/Тu,-,нuи сиеНШ77 I' P I{е;р.линр� сиенит � Н�ЛV� сиенит ? /// 1 , {� fl.rl ' 'fo

/.7 �" ,1 fгuр,�ит \ � ��ит

/,1 2// 1 ' � " � 1 I \\ l.f "

тЕ',оu.лит I J// �

и/77 11

Рис. 2. ПеТРОХИМИlJeская диаграмма А.Н. 3аварицкого для гипабиссальных щелочных пород северной части Кузнецкого Алатау

ного наименования. Позднее берешиты изучались И .К. Баженовым ( 1 945 ) и други­ми исследователями.

Обычно берешиты образуют пластовые тела (залежи), иногда весьма мошные и протяженные. Значительно реже они встречаются в виде даек. Весьма типична для берешитов резко выраженная порфировая структура. Порфировые выделения весьма многочисленны и представлены главным образом идиоморфным нефелином, в мень­шем количестве андезином, калиевым полевым шпатом, титан-ав гитом с оторочками эгирин-авгита и акцессорными минералами - алатитом и титаномагнетитом. Базаль­тоидная основная м асса породы имеет интерсертальную структуру и состоит из удли­ненных лейст плагиоклаза, зерен нефелина, калиевого полевого шпата, титан-авгита, эгирин-авгита, апатита и титаномагнетита. Таким образом, состав вкрапленников и основной массы сушественно не различается, хотя количественные соотношения меж­ду минералами таковы, что в порфировых выделениях- резко преобладает нефелин , а в основной массе - лейсты плагиоклаза и титан- авгит или эгирин-авгит.

Наблюдаются известные вариации в количественных соотношениях между лейко­кратовыми и меланократовыми компонентами пород, вследствие чего среди бере­шитов могут бытЬ выделены разновидности, представляюшие аналогию либо горя­чнтам, либо сиенитовым горячитам. Наиболее меланократовые разновидности этого ряда пород приближаются к типичным тералит-порфиритам.

-

Близость берешитов к горячитам и сиенитовым горячитам устанавливается по дан­ным химических анализов достаточно определенно (см. рис. 2) . Так же как и в горя­читах, в берешитах обычны интенсивные вторичные изменения пород, приводяшне к резкому падению значений шелочного модуля .

горячитыI и берешитыI представляют собой группу пород, тиIiоморфных для горя­читовой формации. Характерной особенностью для этих пород и для всей горячит 0-вой формации в целом является теснейшая ассоциация не только с другими щелоч-· ными породами, перечисленными выше, но также с разнообразными излившимися

73

породами базальтового ряда или с их интрузивными аналогами - породами габбро­вого ряда.

Парагенезис щелочных пород горячитовой формациj.J J; базальтами девонской -вул­каногенной серии и с габбро позволяет предполагать, что щелочные породы горячи­товой формации представляют собой отщепления базальтовой магмы. На принадлеж­ность зтих пород К дифференциатам базальтовой магмы указывал ранее Б М. Куплет­ский ( 1937) . Близки к этой точке зрения также взгляды и .к . Баженова (1945 ) , пред­полагавшего связь рассматриваемой ассоциации щелочных пород с эссекситовой магмой.

Структура пород и взаимоотношения между отдельными минералами указывают на то, что при кристаллизации базальтовой магмы, из которой образовались базальты и долериты происходило накопление щелочных остатков, вследствие чего в эссекси­товом ряду пород вокруг кристаллов лабрадора образовывались оторочки щелочного полевого шпата, заполняющего также промежутки между лейстами плагиоклаза. Кри­сталлы авгита и титан-авгита окружаются каемками эгирин-авгита или эгирина. В ин­терстициях между минералами, слагающими породу, местами появляются продукты разрушения нефелина, а иногда и свежий нефелин.

Кристаллизация базальтовой магмы сопровождал ась расщеплением ее и обособ­лением щелочных остатков, по-видимому, в том случае, когда магматические камеры оказывались в течение длительного времени замкнутыми. В этих случаях более легкая щелочная часть магматического расплава обособлялась вверху, а раниие продукты кристаллизации - оливин, пироксен и основные плагиоклазы - внизу. Возможно , что отделение щелочных остатков кристаллизации происходило при участии термо­диффузионных процессов (Барт, 1 95 6) . Условия накопления богатого щелочами остаточного расплава, по-видимому, бьmи исключительно благоприятиыми в процессе формирования горячитовой формации, возможно потому, что тектоническая обста­новка способствовала сохранению отдельных камер в не нарушенных разломами зонах, в частности в области развития флексурообразных изгибов, весьма типичных для об­ласти распространения пород горячитовой формации. Для берешитовых интрузий размещение вдоль флексурообразного изгиба установлено непосредственным наблю­дением. Насколько сильно был пересыщен щелочами расплав, можно видеть по приз­накам ранней кристаллизации нефелина, отчетливо устанавливаемой для берешито­вого ряда пород. В последних нефелин вместе с другими минералами ранней фазы кристаллизации - титан-авгитом, оливином и ' основным плагиоклазом образует весьма типичные резко ИДиоморфные порфировые выделения, расположенные среди микрозернистой основной MaccbL

Естетственно, что щелочные остатки кристаллизации базальтовой магмы, как пра­вило, вторгались позднее базальтов и долеритов девонской вулканогенной серии и позже габброидов, представляющих корневые части девонских излияний. Б азальто­вые излияния и габбровые интрузии возникли в связи с появлением открытых тре­щин, достигающих глубинных магматических зон. Щелочные интрузии внедрялись лишь тогда, когда разломами вскрывались магматические камеры, в которых сосре­доточивались остаточные щелочные расплавы.

Область распространения пород горячитовой формации В восточной части Саяно­Алтайской области дает ряд примеров, показывающих особенности строения щелоч­ных интрузий на различных горизонтах эрозионного среза. Соответственно различ­ные штоки щелочных пород залегают либо среди кембрийских отложений вдали от подошвы налегающих на них несогласно пород девонской вулканогенной серии, либо ближе к последней, либо, наконец, среди девонских излившихся пород. Сопо­ставление различно эродированных штоков показывает, что на больших глубинах от;...;еление щелочных остатков от базальтовой магмы было, по-видимому, более со­вершенным. Вследствие этого штоки, вскрытые на сравнительно большую глубину, содержат наиболее богатые щелочные остатки, сохраняющиеся в виде уртитов, соче­тающихся с габброидами, минуя промежуточные типы пород. 74

Общие данные о способе формирования щелочных пород горячитовой формации показывают, что нет необходимости привлекать к объяснению их происхождения ас­симиляционную гипотезу_ Разнообразные данные указывают на то, что образование щелочных пород горячитовой формации связано с процессом кристаллизационной дифференциации_

Щ е л о ч н о г а б б р о и Д н а я ф о р м а Ц и я представлена серией интрузивных габброидов , которым сопутствуют в более или менее значительном развитии щелоч­ноземелъные и щелочные сиениты, щелочные граниты, нефелиновые сиениты, луяври­тыI и другие щелочные породы_ Среди пород габбрового ряда нередки эссекситовые разновидности, а также меланитовые габбро_ Такие серии пород не всегда легко обо­собляются, извесщы на Колыме (Талындинская интрузия) , в Кузнецком Алатау и в некоторых других .районах Сибири. Для этой формации типичны интрузивные тела разнообразной формы и размеров, иногда довольно крупные. Парагенезис с излив­шимися породами не характерен. Самостоятельное значение данной формации выяв­лено недостаточно.

Щ е л о ч н о с и е н и т О в а я ф о р м а Ц и я широко известна на Енисейском кряже, в Во�точном Саяне, на Б айкало-Патомском нагорье, в Туве и в ряде районов Востока и Северо-Востока СССР. В различных районах породы этой формации изу­чались А.К Мейстером ( 19 10) , Я .С . Эдельштейном ( 1929) , Ю.И. Половинкиной ( 1926) , Е.п. Молдаванцевым ( 1924) , З .А. Егоровой ( 193 1 ) , Е.В. Свешниковой ( 1 960) , Р М. Яшиной ( 1 95 7) и другими исследователями.

К щелочносиенитовой формации относятся породы, образующие многочm;ленные , нередко весьма крупные интрузивные тела. К этому ряду пород принадлежат глав­ным образом щелочные сиенить� отчасти щелочные граниты, лейкократовые и мела­нократовые нефелиновые сиениты (в частности, сайбариты) , ювиты и тингуаиты. Породы этой формации в большинстве случаев парагенетически связаны с щелочно­земельными сиенитами и гранитами. Парагенезис с излившимися и даже с гипабис­сальными породами для данной формации не типичен.

Характерные черты щелочных пород данной формации выявлены недостаточно, хотя ясно, что эти породы разнообразны по составу и по структурам , вследствие чего могут быть выделены лишь в самом общем виде в предположении, что в данном слу­чае мы имеем дело со смешанной группой формаций, расчленение которой на ряд самостоятельных формационных типов представляет задачу дальнейших исследований.

Щ е л о ч н о г р а н и т н а я ф о р м а Ц и я обладает несколько более определен­ными чертами, довольно ОГlетливо выявляющимися на территории Сибири. Здесь известен пока лишь один район классического развития щелочных гранитоидов, при­надлежащих к данной формации, - Забайкалье . Исследованиями А.А. Арсеньева и автора в этой области выявлено широкое распространение щелочных гранитоидов, размещенных вдоль крупного тектонического шва, глубинного разлома, отделяю­щего герциниды от древних каледонид или байкал ид.

Весьма типичная ассоциация щелочных гранитоидов включает, помимо щелоч­ных гранитов , отчасти граносиенитов и сиенитов, весьма пестрый комплекс гипабис­саль'ных пород - грорудитов, сёльвсбергитов, щелочных порфиров и пегматитов , а также альбит-эгириновых жил.

Щелочные породы формации образуют довольно крупные, нередко линейно вытя­нутые интрузивные тела, лакколиты. штоки и даЙки. Для пород этой формации пред­полагается парагенезис с вулканогенными породами раннего мезозоя или конца па­леозоя .

Г и б р и Д н а я ф о р м а Ц и я щелочных пород изучена весьма слабо . Предпола­гается, что породы такой принадлежности раэвиты в некоторых районах восточной части Саяно-Алтайской области. В частности, к ним относятся описанные О.И. I1l0ХИ­ной ( 1961 ) щелочные породы Буланкульского и Тырдановского массивов. Ряд по­род этой формации включают щелочные нефелиновые и нефелинсодержащие сиениты и сиенит-диориты, сопровождаемые щелочноземельными сиенитами, сиенит-диоритами

75

и диоритами. Для всех пород типичны весьма резко выраженное непостоянство состава и такситовые структуры. Ьолее или менее выдержанные по составу и структуре по­роды образуют оБЫIfiЮ неправильные тела или линзы окружающего их пестрого комп, лекса интрузивных щелочноземельных пород.

Щелочные породы формации располагаются в краевых зоlIах крупных гранитных или граносиенитовых массивов, обнаруживающих резкое удлинение параллельно про­стиранию складчатых структур.

(,'ТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ И ВОЗРАСТ ФОРМАЦИИ ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОД

Закономерная приуроченность болышIстваа формаций щелочных пород к древней Сибирской платформе отмечалась неоднократно. Однако далеко не все типы формаций обнаруживают тенденцию к такому размещению, которое для MHomx формаций про­слеживается достаточно определенно, а для гипербазитовой и кимберлитовой форма­ций может считаться типичным.

Гипербазитовая и кимберлитовая формации щелочных пород располагаются пре­имущественно на антеклизах (Анабарский массив) или на краевых поднятиях (Ал дан­ское, Байкало-Патомское, Саянское, Енисейское) Сибирской платформы, главным об­разом за пределами области распространения траппов , приуроченных к Тунгусской и Ванаварской синеклизам . Размещение mпербазитовых и кимберлитовых тел в извест­ной мере контролируется глубинными разломами, следУЮЩИМИ вдоль крупных флек, сурообразных изгибов и рассекающими древнюю платформу в пограничных зонах, раз­деляющих антеклизы и синеклизы. На южной границе Хатангской впадины особенно крупный разлом возник в связи с образованием в теле платформы авлакогена. К это­му разлому приурочена громадная Гулинская интрузия гипербазитов, сопровождаемая щелочными породами. В большинстве случаев лишь общая раздробленность поднятий определяет размещение на них mпербазитовых или кимберлитовых формаций щелоч­ных'пород.

Щелочные породы обеих формаций, возникали по-видимому, неоднократно на протя­жении палеозойской истории . Процесс их образования завершился в начале мезозоя, когда, как предполагается, внедрил ась главная масса соответствующих интрузий.

Трапповая формация щелочных пород размещается почти полностью в синеклизах древней платформы. Известны тем не менее случаи распространения пород весьма близ­кого облика за пределами платформы. В частности, сходные породы описаны автором в северной части Минусинского прогиба. В этом районе породы' трапповой формации с щелочными отщеплениями относятся к образованиям, возникшим в связи с развитием в мезозойское время процесса деформации палеозойской структуры проmба. По-ви­димому, аналоmчный случай представляет появление сходных с траппами пород в Куз­нецкой котловине.

Возраст трапповой формации существенно не отличается от возраста mпербазитовой и кимберлитовой формации. Главная масса траппов и трапповых излияний сформиро­валась в конце палеозоя - начале мезозоя.

Совсем иную картину как по особенностям пространственного размещения, так и по возрасту представляет собой трахибазалыовая формация. Она располагается почти це­ликом за пределами древней платформы, на территории, подвергшейся интенсивному раздроблению в мезо-кайнозойское время в связи с поднятием обширного кон­тинентального массива, расчлененного на блоки системой преимущественно узких ли­нейных в·падин.

На территории Сибири находится лишь северная часть этого массива и соответст­венно часть обширной области распространения щелочных пород трахибазалыового ряда, известных в Северной Монголии и Китае . И.В. Белов ( 1959) с полным основанием подчеркивает, что трахибазалыовые мезо-кайнозойские форМCJции Прибайкалья совер-

76

шенно несравнимы с геосинклинальными и платформенными формациями. Это своеоб­разный тип , возникновение которого связано с ростом и развитием эвгимнических структур континентального ряда.

Лейцитовая формация ограниченно распространена на территории Алданского щита и, таким образом, тяготеет к Сибирской платформе . Поскольку эта формация больше ниг­

де на территории Сибири пока не известна, об общих закономерностях ее размещения говорить трудно . Возможно, ее размещение в значительной степени определялось разви­тием континентального ряда структур на расположенной к югу территории Станового хребта.

Горячитовая формация располагается на территории древних каледонид, хотя непо­средственного отношения к процессу формирования их складчатой , структуры не име­ет. Размещение на этой территории щелочных пород горячитового ряда определяется образованием обширного поднятия, возникшего в девонское время на месте древних каледонид, и расчленением последнего на систему блоков и локальных сводов , разде­ленных прогибами и грабенами. В пределах этого поднятия щелочные порОды горячито­вой формации сосредоточиваются в тех местах, где имеются сравнительно пологие флексурообразные изгибы, ограничивающие сводовые поднятия. Образование таких поднятий с пологими крЬDIЬЯМИ СПОСОбсmовало, по-видимому, накоплению щелочных остатков и внедрению их в более позднее время, когда эти пологие своды расчленялись системой открытых трещин.

Образование горячитовой формации по времени соотетстует активной вулкани­ческой деятельности, развившейся на территории Минусинского прогиба в начале девон­ского периода.

Щелочносиенитовая и щелочногабброидная формации имеют еще много неясных черт , поэтому об особенностях их размещения говорить весьма затруднительно. Все же мож­но отметить, что щелочные породы этих формаций располагаются в области распростра­нения разновозрастных складчатых структур и что образование их относится к после­складчатым процессам.

В области развития складчатых структур располагается и щелочногранитная форма­ция, известная сейчас лишь в области сочленения герцинских структур с байкальскими и древнекаледонскими структурами. По возрасту она также моложе процессов склад­чатости .

Сущесmенно отличается от paccMoTpeRИbIX выше формационных типов гибридная формация. Расположение ее в пределах складчатых о бластей весьма закономерно, по­скольку для наиболее изученных примеров устанавливается их связь с геосинклиналь­ным развитием структур . Этот тип формаций весьма редок. Роль его недостаточно выяс­нена.

СРАВНЕНИЕ ФОРМАЦИОННЫХ ТИПОВ И ОБЩИЕ ВЫВОДЫ

Несмотря на значительное разнообразие формационных типов щелочных пород, есть некоторые черты, сближающие между собой формации, даже наиболее сущесmенно отличающиеся по составу и другим петрографическим признакам. Различные форма­ции объединяют либо определенные отношения к структурной обстановке, либо параге­незис с другими магматическими образованиями, либо их возраст.

По отношению к структурной обстановке выделяются три группы формаций. Первую группу представляют платформенные формации щелочных' пород. Эти формации груп­пируются на территории древней платформ!'! и лишь в редких случаях удаляются за 'ее пределы. Таковы формации гипербазитовая, кимберлитовая, трапповая, а также, по-ви­димому, леЙцититовая.

Ко в торой группе принадлежат формации геосинклинальные, размещение KOТOpbIX подчинено раЗНОВОЗРf!СТНЫМ складчатым сооружениям, обрамляющим древнюю плат­форму. К этой группе относятся щелочносиенитовая, щелочногранитная и гибридная

77

формации. Различия междУ ними определяются главным образом отношением к процес­су формирования складчатых структур. Гибридная формация образуется, по-видимому, в ранние стадии развития геосинклинали, а щелочносиенитовая и щелочногранитная от­носятся к эпохе, завершающей формирование складчатой структуры области, или к орогенному периодУ развития этой структуры.

Третья группа имеет СОВ'ершенно иное пространственное размещение, не зависящее от расположения древней платформы и обрамляющих ее складчатых областей. Форма­ции третьей группы теснейшим образом связаны с развитием континентального ряда структур, накладывающихся на существующую систему геосинклиналей и платформ. Особенно наглядно это видно для трахибазальтовой формации, расположение которой в Азии не подчинено никаким канонам закономерного размещеНИjJ платформ и геосин­клиналей. К этой формации весьма близка горячитовая, возникшая в . связи с развитием в девонское время континентального типа сводовых структур в восточной части Саяно­Алтайской складчатой области.

Парагенетические связи с различными магматическими комплексами также позво­ляют выделить определенные группы формаций, существенно отличающиеся друг от друга и в то же время характеризующиеся чертами сходства разнотипных формаций внутри групп. Наиболее характерна группа формаций, связанных с гипербазитами. Сюда отноуятся гипербазитовая и кимберлитовая формации. Другой парагенетический ряд представляют формации трапповая и горячитовая, сопровождающие основные породы -базальты (траппы) и отчасти габбро. К третьей группе принадлежат щ�лочногранитная и щелочносиенитовая формации с типичным для них парагенезисом с кислыми породами гранитоидного ряда. Эти три группы формаций могут указьmать на вероятные генети­ческие связи определенных формационных типов щелочных пород. Однако в ряде слу­чаев , в частности для формаций трахибазальтовой и лейцитовой, сложный парагенезис отнюдь не строго соответствует вероятным генетическим связям с базальтоидными маг­мами. Парагенезис с определенными типами пород может являться лишь косвенным признаком, определяющим вероятные генетические связи с теми или иными магмами. Действительные генетические отношения в ыявляются нередко весьма сложными путя­ми, что можно видеть на примере сиенитовых интрузий восточной части Саяно-Алтай­ской области, происхождение которых Ю.А. Кузнецов ( 1960) объясняет дифференциа­цией базальтовой магмы.

Одной из замечательных особенностей парагенетических рядов щелочных пород яв­ляется характерная приуроченность гипербазитовой формации к древней платформе. Известные в широком распространении гипербазитовые интрузии геосинклинальных областей являются устойчиво стерильными по отношению к щелочным отщеплениям, тогда как на платформе они почти нигде не встречаются раздельно. Другие ряды не об­наруж�ают такой закономерной приуроченности, но весьма показательно, что ассоциа­ции щелочных пород тяготеют к площадям, прилегающим к древней платформе. Исклю­чение составляет лишь трахибазальтовая формация, особое значение которой очевидно .

Весьма интересны возрастные отношения формаций щелочных пород. Наиболее древ­ние образования представлены преимущественно щелочногабброидными, щелочносиени­товыми, гибридными и отчасти щелочногранитными формациями, образовавшимися в ближайшем обрамлеН1iИ Сибирской платформы главным образом в позднем докем­брии или начале кембрия.

СледУЮЩИЙ крупный этап образования щелочных формаций относится к девонскому периодУ. В этот период на территории древних каледонид Сибири возникает свод, в связи с раскальmанием которого происходит внедрение базальтовой магмы и ее отще­плений в виде горячитовы){ серий. Предполагается, что к тому же времени относятся и щелочные интрузии Восточного Саяна и Тувы, но в этих районах они тяготеют к высту­пам докембрийских и салаирских структур и, возможно, в значительной части являются более древними образованиями. дJIя них неизвестен и верхний предел возраста.

Особенно активное массовое внедрение щелочных интрузий на обширных террито­риях Сибири происходит в конце палеоз?я - начале мезозоя. По времени это совпадает С

78

массовым вторжением траппов и образование м главной массы кимберлитовых и гипер­базитовых интрузий Сибирской платформы. Главными представителями разнообразных формаций, возникших в данное время, являются гипербазитов ая, кимберлитовая, трап ­повая, лейцитовая, щелочногранитная, а возможно, и другие формации щелочных по­род. Массовое развитие на огромных территориях и разнообразие проявлений щелочно­го ряда формаций представляют весьма типичную картину для конца палеозоя и начала мезозоя и :показывают, что эта эпоха бьmа знаменательна. активными магматическими про явлениями не только базальтового, но и щелочного магматизма.

Дапьнейшая история связана с распространением щелочного магматизма на обшир­ную территорию Азии и с появлением характерного ряда пород трахибазальтовой фор­мации. В процессе общей эволюции магматического процесса роль щелочного магматиз­ма постепенно увеличивается и достигает максимального территориального распростра­нения в третичное-чеmертичное время. Весь этот процесс, по-видимому, закономерен. Появление щелочных пород первоначально на платформе и преимушественно в поздние стадии развития ближайших к ней наиболее древних геосинклиналей соответствует образованию областей ранней консолидации и, следовательно, оmечает первым стадиям формирования сиалического субстрата . Таким образом, возникновение щелочных по­род уже в ранние периоды геологической истории в значительной мере зависело от исто­рии образования этого субстрата, явившегося ядром возникшего крупного континен­тального блока. В связи с дальнейшим ростом сиапическая глыба к началу мезозоя превратилась в обширный континентальный массив , ставший ареной активного щелоч­ного магматизма в новейшие периоды геологической истории.

В итоге представляется достаточно ясным, что щелочной магматизм Сибири связан с появлением и последующим развитием сиалического субстрата и с сопровождающим его развитие формированием структур континентального ряда.

ОБЩИЕ ЧЕРТЫ РАЗМЕЩЕНИЯ НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫХ ВУЛКАНИТОВ

В ЦЕНТРАЛЬНОЙ А3ИИ*

в Центральной Азии с ее обширными высокими плоскогорьями и расчленяющими их хребтами исключительно широко распространены молодые неоген-чеmертичные вулка­ниты, преимущественно разнообразные базальты. Значение их как индикаторов моло­дой тектоники, запечатленной в формах современного рельефа и обусловленной глубин­ными процессами, очевидно. Поэтому проблема общего размещения молодых вулка­нитов Центральной Азии в зависимости от рельефа приобретает сущесmенно тектони­ческий смысл. Оценивая в таком плане типичные черты размещения молодых вулкани­тов , необходимо прежде всего выяснить главные особенности рельефа Центральной Азии, затем определить общий характер размещения этих вулканитов в ее пределах, что позволит в конечном итоге в ыявить в определенных аспектах причинные связи такого размещения с глубинными процессами, обусловив шими формирование современного рельефа.

ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКИЙ МЕГАБЛОК

в окружающем рельефе Центральная Азия обособляется в виде гигантского блока (рисунок) , несколько приподнятого над смежными регионами и включающего на юге высокогорное Тибетское нагорье с типичными для него преобладающими высотами

·Вулканология и сейсмология. 1 981 . N9 3. С. 5 - 1 3.

79

Общие черты размещения полей молодых вулканитов в центральной Азии 1 - горные сИстемы Центральноазиатского КОН1Инентального мегаблокаj 2 - равнины н низкие

плоскогорья в обрамлении мегаблокаj 3 - низкие плоскогорья внутри мегаблокаj 4 - высокие ПЛОСКОГОРЬЯj 5 - главные области распространеНИJl неоген-четвертнчных в улканитов в Централь­ной Азии

4-5 ТЫС.м. К северу от нагорья расположены принаДТIежащие к тому же мегаблоку вы­сокие равнины, приподнятые на 1 - 1 ,5 ТЫС.м (Гобийское плоскогорье, Таримская впа­дина и др.) , а также горные системы Тянь-lIIаня, Монгольского Алтая, Хангая и Хэнтэя, имеющие высоты 2-3 ТЫС.м и более . К этим горным системам на севере при мыкают Саяны, Хамар-Дабан, а также Байкальский хребет, Патомское нагорье и друmе горные кряжи Сибири.

Четко выраженное южное обрамление Центральноазиатского мегаблока представле ­но Гималайскими цепями ; они дугообразно изогнуты к югу и следуют между 70 и 900 в .Д. почти В lШIротном направлении, а затем круто поворачивают на юг и переходят в пучок меридионально ориентированных Нинцзиншаньских и Сино-Тибетских горных хребтов . Восточная граница мегаблока определяе тся расположением Большого Хингана и продолжающей е го на юге горной систе мой Тайханьшань, откуда она следует к горам Далоушаня. На северо-западе ограничения мегаблока прослеживаются вдоль погруже­ния горных кряжей Средней Азни и Сибири в сторону Казахского мелкосопочника и Западно-Сибирской низменности. Наконец, на севере его граница совпадает с южными контурами Среднесибирского плоскогорья.

В очерченных в значительной степени условных рамках Центральноазиатский мега­блок имее т размеры около 4,5 тыс. км в ДТlину при наибольшем протяжении вкрест основания дуги, равном почти 3 тыс. к м ; площадь его достигает, следов ательно, 7 ' МЛН км2 , что соизмеримо с такими крупными островными мегаблокзми, как, напри­мер, Яванско-ФилиппинскиЙ. Подобно последнему, Центральноазиатский мегаблок имеет гетерогенное строение : его образуют разновозрастные складчатые системы, са­мые молодые из которых (альпийские) сосредоточены вдоль наиболее высоко при­поднятого внеllПlего обрамления дуги и обращены к сопровождающей ее четКо выра­женной предгорной депрессии. Более древние складчатые системы - мезозойские, ва­рисские и каледонские - расположены внутри мегаблока. В рассмотренных границах он нигде не соприкасается с океанами и повсюду отделен от них и от морей равнинами

80

или низменностями, а таже сравнительно невысокими мато, обычно очень обlШfРНЫМИ, лишь местами суженными до первых сотен километров .

Общим расположением Центральноазиатский мегаблок отличается от внутриконти­нентальных мегаблоков других континентов мира. Известно, что на материке Южная Америка наиболее крупные горные мегаблоки приурочены к дугообразно изогнутым окраинам, обращенным в сторону Тихого океана. В Европе они тяготеют к системе внутренних морей. В Африке огромное горное поднятие состредоточено на восточной окраине материка, где его расчленяют рифтовые долины. Поэтому, рассматривая общие черты размещения неоген-четвертичных вулканитов Центральной Азии, трудно привле­кать сравнения с другими континентами. В Северной и Южной Америке такие вулкани­ты приурочены к внепrnей части дуг, граничащих с океанами, чем их расположение на­поминает черты, Цfпичные для Яванско-Филиппинского островного мегаблока. В Евро­пе они размещаются преимущественно перед фронтом юных горных цепей или в их тьmу. В Африке они сопровождают Восточно-Африканское поднятие и сосредоточены, кроме того, на плато Адамуа и Камерун в области северо-восточного продолжения lШf­роко известной зоны, намечаемой примыкающими к континенту молодыми вупкани­ческими островами Сан-Томе, Принсипи и �рнандо-По (Биоко. - Прuмеч.ред. ) . Они располагаются также на высоко приподнятых нагорьях Ахаггар, Тибести и др., г� тя­готеют в общем к определенно ориентированным направлениям - северо-западному (Лучицкий , 1978) , мериднональному и северо-восточному (Милановский, 1976) .

НЕОГЕН-ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ВУЛКАНИТЫ ЦЕНТРАЛЬНОАЗИАТСКОГО МЕГАБЛОКА

в расположении неоген-четвертичных вулканических полей Центральноазиатского мегаблока есть ряд характерных особенностей. Прежде всего такие поля полностью отсутств уют во внепmей зоне фронтальной дуги мегаблока, что резко отличает его от типичных островных мегаблоков. Наиболее отчетливо это отличие можно видеть, прово­дя сравнение со смежным Яванско-Филиппинским мегаблоком. Хотя внепrnяя дуга последнего северной оконечностью непосредственно примыкает к южному обрамлению Центральноазиатского мегаблока, молодые вуканические постройки, густо расположен­ные в пределах Яванско.суматринскоЙ дуги, исчезают уже в пре�лах ее северо-запад­ного продолжения на континенте и далее п.олностью отсутствуют во внешней дуге кон­тинентального мегаблока . Аналогичным образом построены и другие горные континен­тальные блоки, подобные Афгано-Иранскому, отчасти Карпатскому, внешняя дуга которых либо полностью лишена вулканитов, либо они расположены в тьmовой ее ча­сти. Только в том случае , когда континентальные мегаблоки граничат непосредственно с океаном, как в Северной и Южной Америке , внешняя их дуга оказьmается HacьnцeH­ной молодыми вулканическими постройками.

Другая характерная черта размещения неоген-четвертичных вулканических полей -сосредоточение их в пре�лах наиболее высоко приподнятых IUIоскогорий И В их бли ­жайшем обрамлении. Соответствующие примеры представляют Тибетское нагорье и Го­бийское плоскогорье с lШfроко распространенными на них молодыми базальтами.

Рассматривая общее размещение неоген-четвертичных вулканических полей в пре�­лах Центральноазиатского континентального мегаблока, нетрудно видеть, что, поми­мо названных выше высоких IUIоскогорий, такие поля имеются еще и в зонах, располо­женных к северу и югу от Гобийского IUIоскогорья.

Особое внимание привлекает область распространения молодых базальтов, сосредо­точенная на севере и тяготеющая к Байкальской системе рифтовых впадин. Хотя зта обlШfрная область действительно примьп<ает к Байкальской рифтовой зоне, но в ее рас­положении и в размещении внутри нее молодых вулканических полей есть некоторые заслуживающие внимания характерные черты. Известно, что Байкальская система риф­товых впадин образует сложный сигмоидальный изгиб со сменой господствующего се-6. 38К. 1492 81

веро-вuсточного IIрОСТИрания на ПОtffи lIllipoTHoe на северо-востоке и на меридиональ­ное на юго-западе (Лучицкий , Бондаренко, 1 970) . Такое изменение общего простира­ния намечается впадинами : на северо-востоке - Чарской, Муйской и др., на юго-запа­де - Хубсугульской и .iliiрхатскоЙ. По отношению к зтим общим изmбам всей Бай­кальской рифтовой системы главная область распространения молодых вулканов на востоке и в особенности на западе имеет тенденцию к тому, чтобы пересечь изогнутую систему байкальских впадин. На крайнем юго-западе Байкальской системы наблюда­ется сооmетсmенно распространение вулканических полей далеко на запад от Хубсу­гульской и Дархатской впадин, отмечающих поворот Байкальской системы в мериди­ональном направлении . На северо-востоке же тенденция к взаимному пересечению поло­сы вулканических полей, следующих в северо-восточном направлении, и рифтовых до­лин, приобретающи� почти lIlliрОТНУЮ ориентировку, про слеживается менее отчетливо. Вместе с тем, определяя особенности расположения молодых вулканических полей на западе Байкальской системы, можно видеть , что именно в зтом pemoHe характер их размещения в пределах Центральноазиатского мегаблока подчинен меридиональной ориентировке , причем весьма своеобразной. Здесь четко выражено общее ограничение области раслространения неоген-чеmертичных вулканов примерно сотым меридианом. Тибетская вулканическая область соответственно не распространяется к востоку от наз­ванного меридиана и прослеживается только до крутого поворота в южном направле ­нии горных цеп�й, обрамляющих с юга Тибетское плоскогорье, тогда как Гобийская и Саяно-Байкальская вулканические области, наоборот, как бы обрьmаются на западе и за пределы того же меридиана к западу от него не прослеживаются. Вместе с тем именно близ сотого меридиана наблюдается как бы смьП<ание Саяно-Байкальской и Гобийской вулканических областей и 'образование наиболее насьnценной вулкани­ческими постройками зоны, ориентированной в меридиональном направлении.

Молодые вулканические поля распространены также в системе горных поднятий, обрамляющих Гобийское плоскогорье на юго-востоке . Это поля входят в состав более или менее отчетливо обособляющейся вулканической области, которая может быть названа Хинганской. От зтой области на восток прослеживаются многочисленные поля молодых базальтов, принадлежащие уже к системе разнотипных структурных образо­ваний, сопровождающих Тихоокеанский вулканический пояс и относящихся К удален­ным от океана зонам. Эти поля можно, таким образом, считать телеокеаническими вулканическими полями в отличие от расположенных ближе к океану периокеаниче ­ских островных вулканических дуг. По отношению к вулканическим областям Цен­тарльноазиатского мегаблока все зти телеокеанические вулканические поля располага­ются в известной степени независимо, так как прослеживаются на огромном протяже­нии - от крайнего северо-востока Азии, где размещается группа Анюйских вулканов , через систему базальтовых полей Приморья к их аналогам, известным в Южном Китае .

Для всех неоген-чеmертичных вулканических полей Центральной Азии типичны сравнительно неболыIllie размеры ( 10-600 км 2 ) и ограниченные мощности сосредото­ченных внутри них вулканогенных накоплений ( 10- 1 50 и до 500 м) , обычно представ ­ленных разобщенными базальтовыми покровами. Такие покровы чаще всего сопрово­ждают отдельные вулканические центры, представленные невысокими конусами или пе ­ресечениями тектонических трещин, которым следовали в прошлом лавовые излияния или подчиненные им эксплозионные извержения. Значительно реже наблюдаются обlIlliР­ные базальтовые плато с покровами, распространенными на площадях, достигающих 1 О тыс. км 2 , чему примером служат Дариганга в юго-восточной части Гоби и Витимское плоскогорье в области, тяготеющей к Байкальской рифтовой зоне.

во MHomx районах Центральной Азии базальты содержат глубинные включения, ксе ­ногенные или при надлежащие к мегакристам высокого давления. Эти включения отно­сятся к фрагментам мантийных ультраосновных пород. Наиболее типичен пример рас­пространения глубинных включений в Гоби, изученный в настоящее время достаточно полно и являющийся характерным эталоном кайнозойского вулканизма Центральной Азии (Кепежинскас, 1 979) . 82

Сравнительно недавно получены новые данные, характеризующие кайнозойскую в ул­каническую область Тибета (Burke et а1., 1 974; Kidd, 1 975 ; Molnar . et а1., 1 978 ; N i, Jork, 1 978) . Вулканические поля здесь тяготеют к обширному высокогорному плато, в пределах которого молодые андезиты, дациты и латиты преимущественно известко­во-щелочного типа распространены на высотах 4-6 ТЫС.м и следуют четко выраженным меридиональным разломам. В целом зти поля сосредоточены вдоль двух мериДИональ­но ориентированных зон, связанных на юге широтной полосой распространения моло­дых вулканитов . Эта южная полоса совпадает с системой горных цепей Гандисышаня (Гангдисе. - I1puмеч.ред. ) , разделенных впадинами. Западная меридиональная зона пересекает юго-восточные отроги Памира, восточная - хребты Алтынтаг, !<укушили и Тангла, принадлежащие к южным отрогам Куньпуня. Наиболее высокогорные части Ги­малаев на юге и Куньлуня на севере являются своеобразным барьером, ограничиваю­щим область распространения вулканитов Тибетского нагорья.

Что касается Гобийской вулканической области, то в ее пределах также можно выде­лить (Кепежинскас, 1 979) восточную и западную зоны, различающиеся некоторыми ха­рактерными чертами. Восточная зона включает плато Дариганга С расположенными внутри его цепочками небольших вулканических конусов, ориентированных в господ-­

ствующем северо-восточном направлении . Отдельные раЗОбщенные вулканические мас­сивы располагаются, кроме того , в районах Мандал-Гоби, Далан-Дзагадада и в других местах. В зтой восточной зоне господствуют щелочные оливиновые базальты, отличаю­щиеся от базальтов западной зоны относительно низким содержанием калия, вследст­вие чего в них Na2 О существенно преобладает над К2 О. В западной зоне, охватьmающей территорию Хангайского нагорья и его отрогов , характерны преимущественно щелоч­ные оливиновые базальты, содержащие лейцит, вследствие чего в их составе содержа­ние К2 О обычно выше, чем Na2 О. Именно по этой причине для условий Центральной Азии уместно восточные и западные базальтовые поля выделять соответственно в ка­честве натровой и калиевой провинций кайнозойских базальтов .

Восточнее Гобийской расположена Хинганская вулканическая область. Она включа­ет на севере большую группу вулканов, к числу которых относятся известные по опи­саНиям А.Н. Заварицкого (1 939) вулканы ,Уюнь-Холдонги в окрестностях Мэргеня ныне назьшаемого Нуньцзянем (Нэньцзян. - Прuмеч. ред. ) . Эти в улканиты впервые бы­ли отмечены в 1 85 5 г. В.п. Васильевым; соседняя с ними группа, удаленная от первой примерно на 50 км К северо-северо-западу, позднее , в 1 865 г., бьmа указана П.А. Кро­ПОТКИНЫ,м; в 1 9 10 г. обе группы бьmи посещены И.К Вислоухом. До недавнего време­ни, пока не появились новые данные по базальтам Монголии (Кепежинскас, Лучицкий, 1 972; Кепежинскас, 1979) , лавы Уюнь-Холдонги с их лейцитовыми базальтами служи­ли наиболее типичным примером для выделенной Тору Томита и А.Н. Заварицким ( 1939) Восточно-Азиатской петрографической провинции, резко отличной по особенно­стям состава пород от Японской вулканической островной зоны. Теперь очевидно, что между вулканической областью, принадлежащей к Восточно-Азиатской петрографи­ческой провинции, и аналогами типичных для этой провинции лейцитовых базальтов , распространенных на западе Гобийской вулканической области, расположена террито­рия, включающая восточную часть Гоби, в том числе плато Дариганга, в пределах кото­рой состав вулканических пород отличается относительно низким содержанием К2 О, существенно меньшим, чем Na2 О. Лейцитовые породы для Восточного Гоби не ти­пичны.

К Хинганской вулканической области принадлtжат еще и молодые вулю�нические постройки, сосредоточенные на территории, расположенной в бассейне ХlЩхин-Гола близ Аршана. Здесь имеются сравнительно хорошо сохранив шиеся преимущественно базальтовые вулканические конусы и покровы. В состав той же вулканической обла­сти входят, по-видимому, наблюдающиеся еще далее к юго-западу обширные базаль, товые поля бассейна IIIapa-Мурэна. Они размещены на продолжении к юго-востоку тех вулканических полей, которые наблюдаются в районе плато Дариганга, откуда они прослеживаются к бессточным озерным впадинам, тяготеюшим к IIlирин.rолсуму. Та-

83

ким образом, для молодых вулканов lIIapa-Мурэна типично как бы двойственное подчинение : с одной стороны, системе Хингана, с другой - даригангскому направлению. Следуя от lIIapa-Мурэна еще далее на юго-запад, можно установить вероятную связь с Хинганской вулканической областью и Датунских вулканов . Известные с давних пор вулканы этой группы размещаются вдоль почти меридиональной зоны, п!'ослеживаемой от Чахарского синкшщория на севере через Цзинин и Датун вплоть до 38 с.ш.

Заканчивая общую характеристику размещения неоген-четвертичных вулканических полей, следует напомнить, что к северу от Гобийского плоскогорья размещаются моло­дые баэальты Прибайкалья, бассейна Чикоя и Хилка, междуречий lIIилки и Аргуни, об­ширных нагорий Саяно-Байкальского, Витимского и Станового . Особенности состава пород, свойственных этим полям, а также молодой, вплоть до позднечетвертичного, их возраст хорошо известны по многим специальным работам (Лучицкий, 1 950 ; Белов , 1963; Флоренсов, 1 960; Солоненко и др., 1 966; Логачев, 1 977) . В расположении этих полей может быть отмечена зависимость, с одной стороны, от господствующего северо­восточного простирания складчатых структур области, с другой - от ограничивающего на западе меридионально следующего, по-видимому, глубинного линеамента, обуслов ­ливающего смыкание этих полей с такими же полями, расположенными на западе Го­бийского плоскогорья.

НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ И ВЫВОДЫ

Обилие неоген-четвертичных вулканитов в системе плоскогорий и горных цепей Центральноазиатского мегаблока подчеркивает исключительно высокую тектоничес-' кую его активность , хорошо известную также по данным общих структурных и нео­тектонических исследований, основанных, в частности, на использовании результатов космических съемок .

Анализируя причины появления на поверхности многочисленных продуктов глу­бинных магматических процессов, протекающих в верхней мантии Земли, естественно поставить прежде всего вопрос: к каким главным геоморфологическим или неотекто­ническим регионам тяготею! молодые вулканиты мегаблока? Опираясь на приведен­ные выше данные, можно считать типичной приуроченность молодых вулканитов к се­верному обрамлению мегаблока, к высоко приподнятым Гобийскому плоскогорью И

Тибетскому нагорью, а также к хр . Большой Хинган, ограничивающему мегаблок на востоке. Все эти звенья мегаблока обособляются внутри него в качестве крупных от­носительно приподнятых горных массивов или плоскогорий, вследствие чего в целом можно говорить о достаточно определенной связи молодых вулканитов с элементами строения рельефа, заметно приподнятыми над смежными территориями.

Соответственно возникает второй вопрос: возможна ли причинн�я связь между этими поднятиями и неоген-четвертичной вулканической активностью? Положительный ответ на этот вопрос может быть дан, исходя из следующих соображений. Известно, что в очерченных выше рамках северное обрамление Центральноазиатского мегаблока на протяжении нескольких тыIяч километров сопровождается системой рифтовых впадин (включая Байкал) , расположенных на Байкальском сводовом поднятии, впер­вые намеченном работами Е .В . Павловского ( 1 937) , заложившего основу современных представлений о Байкальской рифтовой системе Сибири. Известно также, что, как и другие аналогичные рифтовые системы, размещенные на сводах (Восточно-Африканс­кая, океанических хребтов) , Байкальская система тяготеет к зоне распространения аномальной верхней мантии, отличающейся пониженными скоростями продольных сейсмических волн. Так как в подобных зонах обычен повышенный тепловой поток , предполагается, что верхняя мантия в них разогрета и что вулканизм в таких зонах обусловлен частичным ее плавлением. Наблюдаемая приуроченность к подобным зонам молодых вулканитов подтверждает такое допущение не только на примере Байкальско­го свода, также и для случая Тибетского наг.орья . Для этого нагорья разогрев верхней 84

мантии или низов коры как источник вулканической активности предполаraют в на­стоящее время многие исследователи (Кidd, 1 975 ; Molnar, Tapponier, 1 978) . Это пред­положение используют также для объяснения роли Тибетского нагорья как ослаблен­ного структурного блока, через который тем не менее давление со стороны Индийского выступа Гондванского массива передавалось в кайнозое в Евразию вследствие столкно­вения плит. Есть, следовательно , основания предполагать вполне реальную прямую связь между разогревом и разуплотнением верхней мантии и образованием сводовых и иных (высокие плокогорья) поднятий Центральной Азии, сопровождаемых неоген­четвертичными вулканитами.

Если, таким образом, выявляется исключительная роль молодых вулканитов как индикаторов зон ·вероятного разогрева верхней мантии Земли (то, что речь идет имен­но о верхней мантии, явствует из господства базальтовых вулканитов) , то возникает еще и следующий , третий вопрос: возможно. ли указать сейчас какую-либо иную причи­ну, обусловившую появление молодых вулканитов на обширной территории Централь­ноазиатского континентального мегаблока?

В недавнее время предпринята попытка (Кidd, 1 975) дать такое объяснение на при­мере Тибетского плато, возникшего, как предполагается, в результате столкновения двух плит: на юге - Индостанской, на севере - ЕвразиатскоЙ. Тем не менее трудно, по-видимому, представить влияние такого столкновения на огромные пространства, расположенные севернее Тибетского нагорья и достигающие Байкальской рифтовой системы, крайне удаленной от области сочленения сталкивающихся плит. Малая ве­роятность влияния столкновения плит определяется еще и соображениями некоторых исследователей о возможном раздвижении коры в байкальской зоне , что вообще не­совместимо с представлениями о передаче в эту зону усилий, вызванных такой имен­но коллизией. Таким образом, роль столкновения плит как источника вулканической активности в условиях формирования сложного рельефа представляется маловеро­ятной.

Заканчивая этими соображениями общий обзор неоген�четвертичных вулканитов в Центральной Азии, следует вновь вернуться к двум уже отмеченным выше харак­терным чертам их размещения . Одна из них - известная территориальная связь с синх­ронными вулканитами, приуроченными к обширной обла9ТИ, названной нами телеокеа­нической. Вторая - сосредоточение молодых вулканитов вдоль меридиональной зоны, тяготяющей к сотому меридиану, за пределами которой к западу эти вулканиты от­сутствуют почти совершенно , тогда как восточнее они весьма обычны, хотя в то же время именно в этой зоне. наблюдается активность вулканических проявлений. Эти две особенности размещения молодых вулканитов не могут быть истолкованы однознач­но, и в отношении них можно высказывать лишь некоторые общие догадки. Для пер­вой из отмеченных черт, указывающих на сложные взаимосвязи и возможные переходы от одной зоны распределения молодых вулканитов в пределах Центральноазиатского мегаблока к другой , тяготеющей к телеокеаническим областям, можно все же сравни­тельно уверенно утверждать , что эти переходы вызваны взаимным наложением неза­висимых и не связанных друг с другом процессов , природа которых обусловлена со­вершенно различными причинами. Вулканические поля мегаблока созданы процесса­ми, протекающими в мантии Земли и вызывающими образование поднятий в местах разогрева и разуплотнения, тогда как телеокеанические поля имеют какое-то косвен­ное, а может быть , и прямое отношение к тектоническим процессам, происходящим в области континентальных окраин и протекающим на периферии Тихого океана. И хотя локальные поля и здесь могут возникать в связи с разогревом и разуплотнением мантии и соответственно сопровождать поднятия, тем не менее их размещение в пространстве зависит преимущественно , если не исключительно от характера тех тектонических про­цессов, которые. свойственны тихоокеанским окраинам.

Что касается зоны сотого меридиана, как бы ограничивающей распространение на запад молодых вулканитов и вызывающей скучивание вдоль нее наибольшего ко­личества молодых вулканических проявлений, то подойти к объяснению этого феноме-

85

на еще труднее. Конечно, само по себе сосредоточение вулканических полей в этой зоне позволяет предполarать существование глубинной структуры соответствующего простирания, прослеживаемой на значительные расстояния. Однако при таком допуще­нии все равно остается неясной при рода такого рода структуры, вследствие чего могут быть высказаны различные предположения по этому поводу. Возможно прежде всего,

что неодинаковые условия образования молодых вулканитов к западу и востоку от сотого меридиана обусловлены соответствующим распределением в системе горных сооруже­ний Центральной Азии полей напряжения, обусловливающих преимущественно е сжа­тие на западе и растяжение на востоке. При таком распределении напряжений более благоприятные условия образования молодых вулканитов могли бы быть созданы восточнее сотого меридиана. В общем рисунке горных цепей Центральной Азии можно, конечно, указать возможность такого распределения полей напряжения, если учесть давно известные соотношения , типичные для Памира, для которого предполагается, что резкое скучивание в нем складок обусловлено сжатием. Именно эта черта Памира отличает его от территорий, расположенных восточнее. Однако сотый меридиан, к ко­торому тяготеют резкие изменения в распространении молодых вулканитов , далек в общем от Памира, ВОСточный край которого ограничен 750 -ным меридианом. К тому же наибольшая вулканическая активность наблюдае.тся именно вдоль сотого меридиа­на, что тоже требует объяснения.

Более вероятной представляется глубинная природа различий, наблюдаемых вос­точнее и западнее сотого меридиана , особенно если учесть , что к западу от него ограни­чено распространение не только кайнозойских, но и мезозойских вулканогенных пород в Центральной Азии (во всяком случае , на территории Монголии) . Иначе говоря, при­чину неравномерного распределения молодых вулкаиитов следует, по-видимому, ис­кать не в различных напряжениях в структуре коры, что может обеспечивать более или менее свободную проницаемость отдельных ее участков , а в особенностях глубинного мантийного строения мегаблока. При таком истолковании проблемы можно полагать , что вдоль сотого меридиана размещается разлом, проникающий в глубь верхней ман­тии Земли и разделяющий ее на две области, примыкающие друг к другу в виде двух смежных ступеней, одна из которых приподнята (вероятно, восточная) , а другая опу­щена. Следуя такому толкованию, можно допускать , что выход на поверхность преиму­щественно базальтовых матм обеспечивался в первую очередь там, где они бьши погру­жены на меньшие глубины . Что касается распределения напряжений, то оно могло быть одинаковым в области , расположенной как восточнее, так и западнее предпола­гаемой границы между степенями, т .е . иным, чем это предполarалось в первом ва­рианте .

В заключение несколько слов о возможных причинах отсутствия неоген-четвертич­ных вулканитов во внешнем (южном) обрамлении Централь но азиатского мегаблока, резко отличного по их концентрации в аналогичной ситуации в Яванско-Филиппинской океанической мегаструктуре . Главным фактором, оказывающим влияние на распреде­ление молоды�x вулканитов , здесь также является , по-видимому, глубина погружения мантийного субстрата, подвергающегося расплавлению.

В океанической области эта глубина менее значительна, чем на континенте , где путь для продвижения расплавов к поверхности соответственно сильно затруднен в наибо­лее резко выдающихся в рельефе горных цепях, подобных Гималаям. Поиск иных ги­потез должен быть предоставлен времени не только для данного конкретного случая, но и для других рассмотренных выше ситуаций. Важно тем не менее ясно представить , что даже такие крупные структуры, как Байкальский свод, являются лишь частными звеньями более обширных структурных сегментов земной коры и верхней мантии; поэтому, предлагая возможные объяснения закономерностей размещения вулканитов в пределах обширных территорий, необходимо особо оценивать роль мегаструктур, подобных очерченному в нашем обзоре Центральноазиатскому мегаблоку.

86

КИСЛЫЕ МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ СРЕДИННО·ОКЕАНИЧЕСКИХ ПОДНЯТИЙ*

Распространение кислых магматических пород в океанах известно давно и отмеча­лось многими исследователями (Лучицкий, 1 960; Backstrom, 1 89 1 ; Lacroix, 1924 ; Оа1у, 1 925 ; Wa1ker, 1 966; Nougier, 1 969/1 970) . Эти породы есть и в краевых зонах океа­нов (острова Зеленого Мыса, Сейшельские, Ревилья-Хихедо) , и в области срединно­океанических поднятий (Исландия, острова Кергелен, Вознесения, Пасхи и др.) . Среди них имеются не только различиые продукты вулканических извержений, представлен­ные породами риолитового ряда , но и типичные граниты. Сейчас вопрос о распростра­нении в океанах, в том числе на срединно-океанических поднятиях, не только риоли­тов , но И гранитов решается однозначио и не представляет предмета дискуссий. Те и другие встречаются и на окраинах, и на срединных поднятиях океанов .

Главной проблемой следует теперь считать происхождение риолитов и гранитов имен­но на срединно-океанических поднятиях и на их склонах, так как нет сомнений в том, что на периферии океанов эти породы MorYT принадлежать (конечно, не обязательно) блокам земной коры, отчлененным от континентов . Между тем риолиты и граниты средиино-океанических поднятий расположены в областях xapaKTepHoro, как считается, распространения типичной океанической коры. Появление в таких условиях кислых пород возможно , как полагают, только путем дифференциации MarMbl, отвечающей составу слагающих океаническую кору толеитов с низким содержанием калия. Однако в этом случае следует ожидать преимущественного распространения на срединно-океани­ческих поднятиях кислых пород, также относительно бедных калием, Т.е. плагиогра­нитов и плагиориолитов , а не обычных гранитов и риолитов , содержащих существенные количества калиевого полевого шпата.

Именно так сложились современные представления о преимущественно м распростра­нении на срединно-океанических поднятиях плагиогранитов и натровых риолитов . Выдвигая такие представления, обычно проводят параллели между современной и древ­ней океанической корой и ссьmаются на плагиограниты и натровые риолиты верхних частях офиолитовых свит, известные по описаниям многих исследователей! (Thayer, 1 968 ; Moores, 1971 ; Coleman, 1 975) . Тем не менее реальные данные об особенностях состава кислых магматических пород средиино-океанических поднятий далеко не совпадают с так,ими представлениями, что можно видеть на рассматриваемых ниже примерах.

И с л а н Д и я. Если в начале века считали, что в Исландии кислых пород HeMHoro, то теперь можно считать доказанным знаЧительное их распространение, позволяющее утверждать существенную роль этих пород, составляющих не менее 1 0% общего коли­чества вулканических пород острова. Сейчас известно, что наряду с риолитами в Ислан­дии есть также гранитыI . Имеются многочисленные химические анализы кислых по­род Исландии (Carmichael, 1 964 ; Sigvaldson, 1 974; Sparks, 1 977) , в том числе относящие­ся к прошлому веку и приведенные в обобщающем труде Ф. Вольфа (Wolff, 1 93 1 ) .

Основываясь на данных 52 paH�e выполненных и 6 новых анализов, Г. Уолкер (Wal­ker, 1 966) привел средний химический состав риолитов Исландии. Этот состав соот­ветствует нормативным соотношениям в расчете на безводное содержание (в %) : ка­лишпата 20, альбита 46 и кварца 34, что отвечает принадлежности пород к обычному ряду риолитов. Присутствие в них нормативного калишпата в таком количестве не позволяет считать эти породы аналогами плагиогранитов, тем более что для среднего состава типичного 'плагиогранита, указанного С. Диксоном и М . Резефордом (Dixon, Rutherford, 1 979) , соотношение калишпат : альбит : кварц, по данным пересчета на нор­мативные параметры, равно соответственно 2 : 54 : 44 (рис. 1 ) . Количество норматив­Horo калишпата в наиболее богатых калием плагиогранитах составляет менее 5%. Таким

* 27-й мгк. Петрология. Секция. С.О9. Доклады. м., 1 984. Т. 9. С. 149- 152. 87

Ар /Il

fl �-------r------�D§

о

ZIJ J§

. / o � 1В 7 0 itl @ Z @J f д 8 0 1/ IifJJ + 0 A j' � /2

Рис. 1 . Тройная диаграмма кварц-ортоклаз-алъбит для риолитов и гранитов среДШIНО-ОКеани­ческих поднятий

ИСЛ3ИIЩЯ : 1 - риолиты, 2 - их средний состав, 3 - граниты; Кергелен: 4 - риолиты, 5- их средний состав, 6 - граниты, 7 - их средний состав ; о-в Вознесения: 8 - риолитовые оБСИlЩаны, 9 - гранитиые включения в агломератах; о-в Пасхи : 10 - риолитовые обсИlЩаны (средний состав) , 11 - средний состав nлагиогранитов (по Dix.on, 1 9 79) , 1 2 - экспериментальные выплавки (1 0%) из толентовых базальтов (а) н из базальтов Кнлауэа (6) (по Spulber, Rutherflrd, 1 983) . Все анализы рассчитаны на 1 00-процентный безводJIЫЙ состав. Заштрихована область, отвечающая 9 0% нз 5 00 континентальных базальтов (по Tuttl�, 1 9 5 8)

образом, риолиты Исландии принципиально отличаются от пород плагиогранитного ряда существенным содержанием калишпата.

Известные в Исландии граниты (Blake, 1 966) также дают соотношение калишпат: альбит: кварц, равное 23 : 60 : 1 7 , что не позволяет относить их к плагиогранитам. Это, в сущности, граносиениты с существенным содержанием калишпата или обычного типа граниты.

К е р г е л е н . Этот архипелаг значительно смещен к югу от оси срединно�кеаничес­кого подиятия, как предполагается вследствие перемещения океанической плиты, и расположен почти симметрично по отношению' к скрытому под водами океана Бро­кенскому поднятию (Watk.ins et al., 1 974) . В течение 1 960-1 965 п . по поручению фран­цузской комиссии по исследованию Арктики архипелаг изучал ж. Нужье (Nougier, 1 969/ 1 970) , который составил геологическую схему островов, основаннуЮ на дaHHЪ�X проведенноji им съемки в масштабе 1 : 200 000. На этой схеме в районе п�ва Райе-дю­Бати, на крайнем юго-западе Кергелена, показан крупный массив зернисто-кристалли­ческих пород, слегка вытянутый в северо-восточном направленни, имеющий протяжен­ность около 25 км при наибольшей 11lliрине около 1 5 км. Обычный состав этого масси­ва, по данным ж. Нужъе, отвечает лейкократовым сиенитам с варьирующнм содержа­нием кварца, достигающим 30% и обусловливающим переходы сиенитов в типичные граниты. Массив занимает секущее положение по отношению к вмещающим базаль­там; местами близ контакта с породами массива в базальтах наблюдаются инъекцион­ные жилы аплитов . Таким образом, детальными исследованиями ж. Нужье подтвердил известные ранее даиные о распространенни на п-ове Райе-дю-Бати гранитов , указанных впервые в 1 924 г. М. Лакруа по сборам По (в работе Lacroix, 1 924, дан первый хими­ческий анализ биотитового гранита из этих мест) , а позднее отмечавшихся Обером-де­ла-Рю и другими исследователями.

Хотя в совместных публикациях ж. Нужъе (Wаtkiпs et аl., 1 974) привел средиий состав пород массива по 1 9 анализам, отвечающий щелочному сиениту (имеется в виду сиенит, бедный кальцием) , и отметил, что соответствующие анализы на тройной диаграмме кварц-ортоклаз-альбит по содержанию кварца не достига�т поля 500 кон­тинентальных гранитов по о. Таттлу и Н. Боуэну (Tuttle, Воwiп, 1 958) , тем не менее такие утверждения не вполне строго отвечают данным химических анализов пород, опубликованных им ранее в итоговой фундаментальной работе (Nougier, 1 969/1 970) . Определение по этим данным нормативного состава гранитов и сиенитов массива,

88

расположенного на п-ове Райе-дю-Бати, показывает, что в 50% указанных ж. Нужье хи­мических анализов содержание кварца в породах превышает 25%, достигая даже 44%. Почти треть анализов указывает на присутствие кварца в количестве , равном или зна­чительно большем 30%. Отмеченные в той же работе щелочные микрограниты п-ова Поранш содержат тоже около 30% кварца. В целом сейчас стало совершенно очевидным распространение на о-ве Кергелен гранитов в преимущественно сиенитовом массиве огромного размера (около 300 км

2) , на п-ове Райе-дю-Бати и в небольших телах на

п-ове Поранш. Общая картина распространения кислых пород на Кергелене может быть существен­

но дополнена данными о роли риолитов на зтом острове. Хотя господствующим ти­пом пород на Кергелене являются базальтыI' отчасти трахиты, тем не менее на п-ове По­ранш имеются также многочисленные выходы риолитов . На диаграмме кварц-орто­клаз-альбит приведенные ж. Нужье химические анализы риолитов, как показывают пересчеты на нормативный состав , тоже тяготеют к полю континентальных гранитов (см. рис .. 1 ) . Особо следует подчеркнуть , что среди сиенитов и гранитов Кергелена име­ется не более 27% пород с содержанием щелочей большим, чем глинозема, а среди риолитов их около 30%. Иначе говоря, типиЧные щелочные сиениты, граниты и риоли­ты на Кергелене не только не преобладают, но составляют всего ЛИIIlb треть их общего количества.

Существенным для оценки особенностей состава кислых пород срединно-океани­ческих поднятий, в том числе и для о-ва Кергелен, является характеризующее их отно­шение щелочей, выраженное относительной ролью нормативных содержаний калиевых и натриевых полевых шпатов . Нетрудно видеть на рис. 1 , что для гранитов Кергелена, содержащих более 20% кварца, 8 анализов из 1 2 указывают наличие калиевых полевых шпатов в количестве от 20 до 40%. Что касается риолитов , то почти все они при содер­жанни кварца свыше 20% обнаруживают присутствие калиевых полевых шпатов в количестве от 20 до 50%. Таким образом, все эти породы являются типичными пред­ставителями обычных пород гранитиого и риолитового ряда, а не относятся к плагио­гранитам или натровым риолитам.

Кроме Исландии и Кергелена, распространение кислых маГМатических пород типич­но и для некоторых других островов , расположенных на срединно-океанических под-нятиях.

О с т р о в В о з н е с е н и я. На нем давно уже отмечены риолиты и включения гра­нитов в базальтах, точнее агломератах (Roedder, Coomds, 1 967) . Обсидианы риолитово­го состава здесь описаны Р. Дэли (Daly, 1 925) . Пересчет на нормативный состав хими­ческих анализов этих пород дает отношение калишпат : альбит : кварц, равное соот­ветственно 2 1 : 55 : 24 и 29 : 43 : 27 , явно указывающее на принадлежность их к ряду обычных, а не низкокалиевых риолитов . Что касается гранитов , то они принадлежат к ряду пород, отличающихся избытком щелочей по отношению к глинозему, т.е . по­род щелочных. Модальный их состав (в %) таков : кварц - 30, пертит - 62, згирин -1 , арфведсонит - 1 , энигматит - 1 , циркон, пирохлор - менее 1 . Отношение кали­шпат : альбит : кварц в гранитах равно 26 : 37 : 37_ Таким образом, и визуально под микроскопом, и по данным расчета эти породы не являются плагиогранитами, а от­носятся к ряду щелочных гранитов с высоким содержанием калия.

О с т р о в П а с х и. Расположенный на Восточно-Тихоокеанском срединном ПQД­нятии, этот остров тоже давно известен распространением на нем риолитовых обси­дианов , отмеченных еще в 1 922 г. Тилли (Тillеу, 1 922) , а позднее Лакруа, Лабба, Банди и другими исследователями. Средний состав этих пород приведен г.с. Горшковым ( 1 97 1 ) по 7 анализам. Здесь тоже нет никаких указаний на родство риолитовых обси­дианов плагиогранитам. Свойственное обсидианам отношение калишпат : альбит : кварц равно 22 : 48 : 30; оно подчеркивает сравнительно высокое содержание в породах ка­лишпата и кварца, типичное для обычных гранитов и риолитов . Повышенная щелоч­ность в этих породах не наблюдается .

О с т р о в С в . П а в л а также примечателен присутствием кислых магматичес-89

K ZO , 1 о о

+ +о о

+ +@) О . + + о t:,. о о • • + А + + • •

фБЬ. • 0 • • • • ф J .'m о • • <!ь • + + • • + • • •

-9-tf +

/ о fir

ЬЬ 7/1 707 SiDZ Рис. 2. Содержание (В вес.%) К2 О В породах риолиr-гранитного ряда

Условные обозначения СМ. на рис. 1

ких пород. Вулканическая деятельность на этом острове началась , по JJaKpya, изверже­ниями кислых лав , названных им риолитоидами . Он указал их состав из основной мас­сы иголочек ортоклаза, иногда сферолитового строения, и кристаллов тридимита .

Приведенные сведения о кислых магматических породах срединно-океанических поднятий можно дополнить ссылками на включения гнейсов , отмеченные в лавах о-ва Тристан-да-Кунья (Barth, 1 93 1 ; Gilluly , 1955) , а также на распространение гранитных валунов на берегах Азорских островов (Wolff, 1 933) , где следует с известной осто­рожностью относиться к представлениям об их безусловно ледниковом происхожде­нии и переносе с севера айсбергами.

В целом рассмотренные �ыше данные совершенно однозначно определяют сушест­веНJfУЮ роль в строении срединно-океанических поднятий гранитов , имеющих типич­ную зернисто-кристаллическую структуру и принадлежащих преимущественно к ряду обычных, а не щелочных пород, притом содержащих в значительном количестве кали­шпат. Таким образом, представление о господствующем плагиогранитном ряде кислых пород в этих поднятиях совершенно неоправданно. То же касается риолитов , среди ко­торых преобладают аналоги гранитов обычного, а не щелочного и не плагиогранитного ряда. Во всех гранитах и риолитах относительная роль калишпатов определяется при­сутствием их в количестве , превышающем 20%, и такие породы составляют для рас­смотренных примеров свыше 2/3 всех кислых пород.

Экспериментами доказана возможность получения плагиогранитного остаточного расплава путем частичного ( 1 0%-ного) плавления океанического базальта с низким (0,06%) содержанием окиси калия (Spulber, Rutherfird, 1 983) . Однако те же экспери­менты показали, что необходимо иметь исходной породой базальты Килауэа с 0,44% К2 О, чтобы получить 1 0о/о-ную выплавку с содержанием 2,39% К2 О, более или менее близкую по составу к обычным гранитам (рис. 2) . Такая экспериментально получен­ная гранитного состава выплавка из базальтов отличается тем не менее низким содер­жанием К:2 О даже в сравнении со средними показателями, характеризующими типич­ные граниты и риолиты Исландии, где К2 О равно 3% и более (см. рис. 2) ; исключение представляет только средний состав риолитового извержения вулкана Аскья в 1 875 г. - 2,53%. Что касается островов Кергелен и Вознесения, то для свойственных им кислых пород отличия по - средним показателям еще более существенны . Общая же картина разнообразия соде ржаний К2 О в гранитах и риолитах очень выразительна, так как включает вариации, достигающие значений 7% К2 О. На о-ве Пасхи кислые по­роды имеют среднее содержание К2 О по 7 анализам более 3 ,5%.

Как видно на рис . 2 , даже l 00/о-ная выплавка базальтов Килауэа, являющихся диф-

90

ференциатами океанической толеитовой магмы, не достиrает соде ржаний К2 О, типич­ных для огромного разнообразия риолитов и гранитов , расположенных в различных областях срединно�кеанических поднятий . Поэтому, основьmаясь на изложенном в от­ношении распространения кислых пород на рассмотренных островах и учитывая экспе­риментальные данные, следует считать маловероятным образование риолитов и грани­тов срединно�кеанических поднятий путвм 1 0-процентной выплавки из океаничес­ких толеитовых базальтов или из базальтов Килауэа. По-видимому, не может быть исключена возможность их появления вследствие ассимиляции погруженных блоков сиалического фундамента (Gilluly, 1 955) или в результате частичного плавления обога­щенного кремнеземом остатка, подобного сиалической коре (Walker, 1 966) , если та­кой остаток вообще может быть получен. Вполне возможно, кроме того, что распро­странение кислых пород на срединно�кеанических поднятиях может отвечать неодно­родному составу верхней мантин Земли (Лучицкий, 1 973) .

Очевидно, что для объяснения происхождения кислых пород в области срединно­океанических поднятий могут быть по-прежнему предложены различные альтернативы, среди которых следует считать недостаточно убедительной гипотезу, предполагающую, что эти породы образовались в результате частичного плавления океанических толеит(>­вых базальтов с низким содержанием калия. Приведенный обзор имеющихся данных о распространенин и особенностях состава кислых магматических пород срединно�кеани­ческих поднятий наглядно показывает, что экспериментальное обоснование этой гипо­тезы совершенно не учитывает реально наблюдаемого их разнообразия .

О СООТНОШЕНИИ ФЛЕКСУР С РАЗЛОМАМИ И СКЛАдКАМИ*

Опираясь на личные наблюд�ния , проведенные в областях, характеризующихся глы­бово-складчатой структурой и по особенностям строения приближающихся к типу мо­лодых платформ, автор предложил классификацию флексур, основные положения ко­торой сводятся к следующему.

Наряду с простыми флексурами, имеющими практически горизонтальное залегание крыльев , представляется возможным выделить группу наклонных флексур, крылья которых более или менее резко наклонены. Как простые , так и наклонные флексуры могут различаться по отношению наклона крьmьев к положению опущенного и при­поднятого крыльев фllексуры. В случае наклона, ориентированного в .сторону опу­щенного крыла, мы имеем тип прямых, в случае обратных соотношений - тип опро­кинутых флексур.

В практике наблюдений приходится сталкиваться еще с одним весьма важным типом структур, для которого автор предложил название обратных флексур. Их отличительная черта - наклон слоев навстречу падению крьmьев флексуры и одновременно в сторону опущенного ее крьmа.

Приведенные основные положения классификации флексур показывают необходи­мостъ строгой номенклатуры элементов флексуры, соответствующих тем элементам, которые обычно различают в разломах. Положению сместителя разломов во флексурах отвечают крутопадающие слои, собственно и позволяющие установить наличие флек­сурообразного изгиба или типичной флексуры. Соответственно во флексурах необхо­димо различать опущенное и приподнятое крьmья, верхний и нижний перегибы, ампли­туду и т.п . Вместе с тем их переходный характер от разломов к складкам заставляет

* Геологический сборник Львовского геологического общества. Львов. 1 956. N2 2/3. С. 1 22-126.

91

для них отмечать также наличие шарнира, подобного шарнирам складок, следовательно, изучать его погружение и восстание.

Помимо указанных выше признаков , флексуры могут различаться еще и по прост­ранственному положению в отношенни складчатых структур, на крьmьях которых они размещаются . В связи с этим представляется возможным выделять продольные, диаго­нальные и поперечные флексуры .

Для простых флексур, свойственных особенно древним платформам, давно уже выявлена связь с разломами, рассекающими фундамент, на котором покоятся породы осадочного чехла, залегающие с ничтожно малыми углами наклона. Что касается соотно­шений наклонных флексур с разломами и складками, то они не получали специального освещения в литературе , поэтому представляет интерес привести некоторые данные, характеризующие эти взаимоотношения.

Наибольший интерес в этой связи представляют прежде всего обратные флексуры. В случае сравнительно быстрого погружения шарнира таких флексур они приобретают , как это видно на рис. 1 , вид асимметричной складки с весьма любопытными чертами от­личия от обычного типа асимметричных складок. Во-первых, в плане такие складки при их картировании обнаруживают треугольное строение . Основание треугольника обычно опирается на выходы складчатого фундамента, подстилающего чехол осадоч­ных образований. Во-вторых, в направлении погружения обратной флексуры наблю­дается постепенное выполаживание слоев. Наоборот, по направлению восстания шар­нира флексуры (иными словами, по направлению к складчатому основанию) углы па­дения в крутопадающей части флексуры увеличиваются , достигая значения 900 , после чего следует непосредственно продолжающий флексуру разлом, рассекаюший породы фундамента.

Таким образом, обратные флексуры весьма наглядно демонстрируют соотношения их с разломами, продолжающими флексуры в складчатом фундаменте , и вместе с тем позволяют проследить, как постепенно выполаживаются образующие флексуру слои при прослеживании их вверх по стратиграфической вертикали. Это дает основание для вывода, что наблюдаемая при картировании обратных флексур в плане смена разлома крутопадающими и постепенно выполаживающимися слоями строго соответствует соотношениям флексур и разломов в вертикальном разрезе . Иначе говоря, исследо­вание особенностей строения обратных флексур в плане rюзволяет установить, что с глубиной пологое падение слоев в изгибе флексуры становится все более и более кру­тым, после чего на глубине флексуру продолжает разлом в складчатом фундаменте .

Можно с полной уверенностью утверждать, что те соображения, которые бьmи в раз­личное время высказаны в отношении связи фл,ексур и разломов на древних платфор­мах, подтверждаются наблюдениями над обратными флексурами глыбово-складчатых об­ластей .и молодых платформ, но вместе с тем наблюдениями над обратными флексу­рами эти соотношения могут быть выявлены с наибольшей полнртой .

Однако не только обратные флексуры дают основание для суждения о взаимоотно­шениях флексур с разломами в складчатом основании. Существенный интерес представ­ляют и прямые (наклонные и простые) флексуры, если складчатое основание осадоч­ного чехла вскрьmается в их приподнятом крьmе. При таком строении флексуры сме­няющие ее разломы прослеживаются по простиранию, что заставляет с большей осто­рожностью подходить к вопросу об оценке достоверных границ разлома и флексуры, хотя их взаимная связь здесь и прослеживается весьма определенно и наглядно.

Особенно хорошо соотношения флексур с разломами в фундаменте выявляются еще и в том случае , когда флексуры приобретают диагональную или поперечную ориен­тировку по отношению к крылу крупной структуры. При такой ориентировке флек­суры, как это видно на рис. 2, может быть установлено ее непосредственное продолже­ние в складчатом фундаменте . Как и в случае с обратными флексурами, в диагонально­или поперечно-ориентированных флексурах наблюдается выполаживание слоев в круто­падаюшей их части вверх по стратиграфической вертикали. Вместе с тем по мере увели­чения крутизны падения слоев , устанавливаемого при прослеживании флексуры в 92

А

/7ннн

Рис. 1 . Соотношения обратной флексуры и разлома а - складчатый фундамент; б - осадочный чехол; р - разлом

Рис. 2. Соотношения диагональной флексуры и разлома (В плане) Условные обозначения см. на рис. 1

Рис. 3. Соотношения разлома, флексуры и асимметричной складки (В плане) а - складчатый фундамент; б - осадочный чехол ; В - ядро асимметричной складки ; р - разлом

Рис. 4. Соотношение простой флексуры и куполовидной складки (В плане) а - крутопадаюшие слои ; б - ядро куполовидной складки

направлении фундамента, слои становятся "на голову", и в области сочленения фунда­мента со стоящими на "голове" слоями удается , как правило, выявить разрыв сплош­ности слоев, прослеживающийся в глубь фундамента иногда на значительные расстоя­ния.

Рассмотренные случаи соотношений между разломами и флексурами совершенно определенно свидетельствуют о том, что дислокации, развивающиеся в складчатом ос­новании в виде разломов , в осадочном чехле обычно прослеживаются в виде флексур, постепенно затухающих вверх по стратиграфической вертикали.

Анализ строения флексур и выявление их взаимоотношений с другими известными типами структур приводят к выводу О тесной их связи не только с разломами, но и с некоторыми типами складок, развивающихся в осадочном чехле. Имея в виду, что шарнир флексуры, как мы видели выше, может испытьmать последовательное либо восстание, ЛJfбо погружение, можно считать наиболее приемлемым объяснение некото­рых асимметричных складок как следа изгибающегося шарнира флексуры. Такое объяснение асимметричных складок кажется особенно обоснованным, когда эти склад­ки наблюдаются непосредственно на продолжении разлома или связанной с ним флек­суры. Соответствующие соотношения показаны на рис. 3, где видно, как сменяющая разлом диагональная флексура постепенно погружается, но далее ее шарнир образует пологий изгиб, вследствие чего появляется резко асимметричная складка.

В сущности, уже в обратных флексурах достаточно отчетливо выявляется, в слу-

93

чае их быстрого погружения, переход к своеОЬразным треугольным односторонним складкам, как и в рассмотренном выше примере (см. рис. 3) . Не возникает сомнений в том , что резко асимметричная складка, на первый взгляд обычного типа, представля­ет собой не что нное, как след полого изогнутого шарнира диагональной ИШi попереч­ной флексуры.

Не вызывает серьезных сомнений и то обстоятельство , что в отдельных случаях и простые флексуры в случае изгиба их шарнира могут привести к образованию соот­ветствующих структурных форм, весьма близких к куполам (рис. 4) .

Таким образом, детальное изучение флексур, анализ особенностей их строения, прослеживание их по простиранию и картирование дают существенный и весьма важ­ный материал для пони мания структуры молодых платформ и глыбово-складчатых областей.

Имея в виду,. что нередко флексуры в таких областях рассматриваютCJI как некото­рая деталь строения и что в связи с этим, а нередко и в силу недостаточного знания осо­бенностей строения флексур, ими обычно пренебрегают, мы и сочли необходимым при­вести краткие справки о флексурах и их взаимоотношениях с разломами и складками, опираясь на данные личных наблюдений.

Имеющие место попытки объедюsения флексур с сундучными и иного типа склад­ками с точки зрения приведенного выше материала представляются принципиально неправильными, поскольку эти попытки отвлекают от изучения весьма важного типа структур, каким являются флексуры . Флексуры как самостоятельный тип структур, связывающий разломы и складки, должны не только учитьmать , но и тщательно изу­чаТЬся.

О ФЛЕКСУРАХ МИНУСИНСКОГО МЕЖГОРНОГО ПРОГИБА*

Сред.1 разнообразных структур, наблюдающихся на территории Минусинского прогиба, особое внимание привлекают флексуры, широкое распространение , роль и значение которых выявлены автором настоящей работы. Следует подчеркнуть, что наличие флексур, захватывающих не только девонские, но и каменноугольные, а местами и юрские отложения, имеет исключительное значение , позволяет выяснить глыбовый, или, иначе говоря, блоковый, характер тектоники всего прогиба в целом.

Флексуры Минусинского прогиба тесно связаны с разломами и складками и в не­которых случаях позволяют объяснить происхождение последних.

Характерной чертой флексур прогиба является их расположение на крьmьях круп­ных структур, вследствие чего в отличие от обыкновенных флексур, наблюдаюших­ся на платформе, они нередко имеют тот или иной наклон крьтьев.

Различные отношения флексур к тем структурам, на которых они развиваются, позволяют классифицировать флексуры прежде всего относительно падения, а за­тем и относительно простирания слоев в крьmьях этих крупных структур.

К л а с с и ф и к а ц и я ф л е к с у р

А. ()гносuтельно nООенu.я слоев. 1 . Флексуры обыкновенные, с горизонтальным залеганием слоев в крьmьях. а. Прямые , с наклоном крутого падения в сторону опущенного крьта флексуры.

*Учен. зап. Черновицкого гос. YH"'l"a Сер. геол. наук. 1 959. Т. 24, вьт. 2. С. 1 6 1 - 1 65. 94

б. Опрокинутые , с наклоном крутого падения слоев в сторону поднятого крьmа флексуры.

2. Наклонные флексуры с наклонным залеганием слоев в крьmьях флексуры. а. Прямые, с наклоном крутого падения слоев в сторону опущенного крьmа флек­

CypbI , согласно с наклоном крьmа флексуры. б. Обратные, с наклоном крутого падения слоев в сторону опущенного крьmа флек­

суры, навстречу падению крьmьев флексуры. в. Опрокинутые флексуры, в которых наклон падения слоев обращен в сторону

поднятого крьmа флексуры. Б. Относителыю nростuранuя слоев или оси структуры.

а. Продольные или согласные . б. Диагональные или косые . в . Поперечные. Приводим краткое описание флексур, наблюдаемых на территорни Минусинского

межгорного прогиба. Ф л е к с у р ы о б ы к н о в е н н ы е и н а к л о н н ы е. Обыкновенные флексуры

имеют горизонтальное залегание слоев на крьmьях, что является типичной чертой их строения, которую обычно и подчеркивают в учебниках общей и структурной геоло­гии . В отличне от такого типа флексур наклонные флексуры имеют ясный наклон крьmьев, который может достигать десятков градусов . Внимательное изучение обык­новенных и наклонных флексур выявляет, что среди них следует различать прямые и опрокинутые, а также обратные флексуры. Прямые флексуры имеют наклон кру­того падения слоев в сторону опущенного крьmа флексуры, опрокинутые - в сторо­ну поднятого крьmа. Первый тип флексур наиболее распространен, но в Минусинском межгорном прогибе он наблюдается далеко не часто, так как в большинстве случаев флексуры имеют более или менее ярко выявляющийся наклон крьmьев . Наиболее типичной обычной флексурой является Сарагашская, имеющая в длину около 20 км. Она протягивается долготно от д. Сараган на юге почти до д. Аешки на се,вере , вдоль левого берега р . Енисея. Эта флексура захватьmает отложения живета и верхнего де­вона. Ширина ее достигает почти 1 км. Что касается обыкновенных флексур, то к ним, может быть, следует частично отнести флексурообразный изгиб, наблюдающийся на западе Азыртальского разлома, где в месте перехода флексуры в разлом наблю­дается опрокинутое залегание слоев . Однако здесь имеется пологий наклон слоев в опущенном крьmе флексуры, вследствие чего она больше подходит к типу наклон­ных опрокинутых флексур. Почти такой же характер имеет флексурообразный изгиб слоев вдоль Западного Саяна, в его юго-западной части, связанной с Мину­синским межгорным прогибом. Наклонные флексуры, имеющие более или менее ярко выраженный наклон в крьmьях, более распространены на территории Минусин­ского межгорного прогиба. К этому типу следует отнести Джиримскую и Моров­скую флексуры Чулымо-Енисейской (Северо-Минусинской) впадины и др. их протяжение также измеряется десятками километров, и они захватьmают не только девонские, но и каменноугольные отложения.

Совсем своеобразный тип структур представляют обратные флексуры, выяв­ленные автором впервые на примере Иткольской флексуры, расположенной около оз. Итколь . Позднее они наблюдались также и в других местах. Около оз. Итколь можно видеть хорошо прослеживаемый наклон слоев среднего и верхнего девона, не превышающий 8-1 20 . Вдоль северной окраины озера эти слои изогнуты таким образом, что падение их становится крутым и обратным, Т.е . направлены на юг, но далее на север снова наблюдается пологий наклон их на север. Этот изгиб, имеющий северо-западное простирание, наиболее ярко выявляется в восточной части, и в этом направлении он постепенно приобретает все более и более крутое залегание, пока слои не становятся "на голову", после чего флексура сменяется разломом, про­должающим флексуру и рассекающим древний складчатый фундамент, на кото­ром залеrают девонские отложения . Следствием того, что изгиб более резок в юго-

95

восточной части и становится более ШIавным к северо-западу, является общее по­гружение флексуры на северо-запад. Такое строение Иткольской флексуры вызьmает в ней появление тех черт, которые обусловливают сходство ее в ШIане с обыкно­венной складкой, за которую ее и принял я.с. Эдельштейн, хотя также назвап флексурой, не различая строго флексур и складок и рассматривая флексуры как тип напряженных'складок, имеющих крутой наклон крьшьев .

Обратные флексуры, как это следует из нашего описания, представляют исклю­чнтельно интересный тип структур, который позволяет изучать взаимоотношения между флексурами, складками и разломами. Однако изучение обратных флексур, так же как и вообще наклонных флексур, особенно их правильно е изображение на карте, - трудная задача. Главное затруднение заключается в том, что только опре­деленный опьп ИСGЛедователя позволяет отделять полосу слоев, имеющих наиболь­ший наклон, от тех участков , на которых падение может рассматриваться как обыч­ное для крьша флексуры. Особенные затруднения возникают тогда, когда исследо­ватель имеет дело с областью погружения флексуры, так как наклон слоев в крутой части флексуры почти не отличается от пологого· падения крьшьев и приближается к обычному для крьшьев флексуры наклону.

' Ф л е к с у р ы п р о д о л ь н ы е, д и а г о н а л ь н ы е (к о с ы е) и п о п е р е ч ­н ы е . Все эти три типа флексур, также не описаниые в учебниках общей и струк­турной геологии, обращают на себя внимание потому, что диагональные и поперечные флексуры имеют не меньшее распространение, чем продольные. Часто их не замечают за отсутствием опыта, а при объяснении структур того или ИIjОГО района их соответственно не принимают во внимание. Названные флексуры различаются между собой только различным расположением относительно оси той структуры, на Крьше которой они размещаются, как относительно простирания слоев в крьшь­ях флексуры.

Продольные флексуры, к которым относятся, например, уже упомянутые Джиримс.кая и Моровская, располагаются параллельно оси структуры или прости­ранию слоев . Наибольшие затруднения, возникающие при их изученни, бьmают свя­заны с отсутствием верхнего флексурного перегиба вследствие размыва, вскрьmаю­щего складчатый фундамент, на котором залегают нарушенные флексурой осадоч� ные толщи. В этом случае может показаться невозможным отличить флексуру от подвертывания слоев, наблюдающегося вдоль разлома, отделяющего осадочную толщу от складчатого фундамента. Такое положение мы имеем, например, для Аш­кольской флексуры долготного простирания, имеющей длину почти 30--40 км и рас­положенной на западной окраине Чулымо-Енисейской впадины. Но и в этом слу­чае специапьные наблюдения нижнего флексурного перегиба вдоль простира­ния слоев позволяют найти также и верхний флексурный перегиб, так как в тех или иных местах сохраня:ются от размыва спокойно лежащие слои осадочных толщ на поднятом крьше флексуры, присутствие которых помогает выявить существенные черты строения флексуры даже и в таком сложном на первый взгляд случае .

Диагональные флексуры редко привлекают внимание исследователя, так как для их отыскания требуется не только эначительная полевая работа, но и знание не­которых особенностей строения таких флексур. Чаще всего геолог, занятый со­ставлением карты, хотя и интересуется главнейшими чертами тектонического строе­ния района, но, встречая круто н�клоненные слои среди пологозалегающих осадоч­ных толщ, обычно старается проследить крутой наклон слоев в .направленни их простирания. В случае диагональных флексур он наблюдает тот факт, что круто наклоненные слои в таком нацравлении быстро выполаживаются. Это приводит его к вьшоду, что крутой наклон слоев является "случайным". Вывод, конечно, ес­тественный, если не иметь в виду тот факт, что в диагональных флексурах крутой наклон слоев прослеживается не по простиранию, а под некоторым углом к нему, неодинаковым для тех или иных диагональных флексур. В пределах полосы, имею­щей различную ширину, зависящую от особенностей строения флексуры, полого-96

падающие слои приобретают крутой наклон, который далее снова сменяется на пологое падение, но полоса крутопадающих слоев охватывает различные страти­графические горизонты наблюдаемой толщи и может быть прослежена на значитель­ное расстояние, измеряемое даже десятками километров. Такое строение, например, имеет Бородинская флексура, расположенная в окрестностях с. Бородина. К тому же типу частично следует отнести и : названную выше Иткольскую флексуру. Однако такие флексуры наблюдаются и в других местах Минусинского межгорного прогиба.

Несколько замечаний о строении поперечных флексур. их обычная черта - попе­речное расположение относительно оси структуры, на крьmьях которой они разме­щаются, отличает их от диагональных флексур. Своеобразное в таком случае распо­ложение флексуры требует от исследователя особенного внимания, TllK как чаще всего он только отмечает ступенчатое погружение той или иной антиклинали или син­клинали . Между тем в общей систематике флексур такие участки ступенчатого по­гружения строго отвечают поперечным флексурам, к числу которых, например, от­носится Кривинская в Минусинской впадине .

Замечания в отношении классификации флексур Минусинского межгорного прогиба, выявленные автором еще в 1 95 1 г. , указьmают на необходимость более внимательнсго изучения разнообразных структур не только рассматриваемой об­ласти, но и других территорий, имеющих глыбовое или блоковое строение .

СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ ИСТОРИЯ ДРЕВНИХ КАЛЕДОНИД СИБИРИ*

Древние каледониды Сибири, по существующим представлениям (Зайцев , Покров­ская, 1 950; Кузнецов , 1 954; и др.) , охватывают обширную территорию горных соору­жений Кузнецкого Алатау, Восточного и Западного Саяна (по крайней мере, север­ную часть последнего) , а также разделяющий их Минусинский про гиб (Лучицкий , 1 957а) , скрывающий древние складчатые структуры под чехлом средне- и верхне­палеозойских отложений. Основные черты геологического строения этой области определяются широким распространением протерозойских и нижнекембрийских, частично среднекембрийских отложений, прорванных крупными интрузиями ниж­непалеозойских габбро , ДИоритов, сиенитов и гранитов, отчасти гипербазитовыми интрузиями .

Отсутствие н а рассматриnаемой территории палеонтологически охарактеризован­ных отложений верхнего кембрия и ограниченное распространение ордовикских осад­ков подтверждают древнекаледонский возраст складчатых структур области .

В верхнем кембрии вся область древних каледонид была выведена из-под уровня моря, быть может, за ИС.юпочением небольших участков, в которых уже не накапли­вались сколько-нибудь мощные толщи осадков . Обширное поднятие, возникшее на месте древних каледонид, в течение ордовика и силура подвергалось денудации. В силуре это поднятие приобрело вид обширного полого изогнутого свода, при мы­каюшего к юго-западной окраине Сибирской платформы. Общие очертания этого свода (рисунок) определяются расположением про гнутых зон, образованных ордо­викскими и силурскими отложениями. На западе такую зону представляет Салаир­ский прогиб, на юго-западе - Ануйско-Чуйский и на юге - Тувинский.

На севере свод скрыт под мезо-кайнозойским осадочным покровом Западно-Си­бирской низменности, и здесь его контуры пока могут быть установлены лишь ориен-

*МГК. ХХI сес. Докл. сов. геологов. М.: Наука, 1960. С. 105- 1 1 1 .

7 . 3ак. 1492 97

Схема тектоники основных структурных элементов каледонид юга Сибири в среднем па-леозое

1 - додевонский свод; 2 - погребенная часть свода, скрытая под меэО-КВЙНОЗ0ЙСКИМ и оса­дочным чехлом; 3 - прогибы, заполненные мощными толщами морских отложений ордовика и силура : С - Салаирский, А - АнУЙСКО-ЧУЙСЮlЙ, Т - Тувинский; 4 - про гнутая часть IDIатформы -область распространения МОРСЮlх отложений ордовика и силура; 5 - средне- и верхнеnaлеозой­ские прогибы (а) и впадины (6) : 1 - Минусинский ·прогиб : впадины Наэаровская. (11 ) ' Чулымо­Енисейская (12 ) ' Садо-Минусинская (Iэ ) ; 11 - КузнецЮlЙ прогиб; 111 - ВНУТРИIDIатформениые npогибы и впадины: Рыбинская (111 1 ) ' Канско-Ангарская (1112 ) ; IУ - Тувинский прогиб: Уснн­ская впадина (IУ 1 ) ;· 6 - погребеиные впадины : Тегульдетская (Т 2 ) Н Касская (К) ; 7 - контуры додевонского свода; 8 - юго-западиая граница Сибирской IDIатформы

тировочно . По-видимому, В этом направлении он простирался до северного погру­жения Енисейского кряжа, как известно в этой части перекрытого морскими силу­рийскими отложениями, продолжающимися отсюда далее на север вдоль западной окраины Сибирской платформы.

В платформенной части свод охватъmая Енисейское поднятие и его восточный склон, а к югу от последнего он следовал , по-видимому, вдоль дугообразно изогну­той западной окраины Канско-Ангарской впадины и далее вдоль северных подножий Восточного Саяна. Намеченные контуры сводового поднятия подчеркиваются совре­менным распространением морских силурийских и ордовикских отложений и об­щими палеотектоническими построениями.

Отчерченное приведенными границами пологое (почти изо метрическое) подня-

98

тие достигало почrи 1 000 км В поперечнике; в rmатформенной части, в районе Кан­ско-Ангарской впаДЮIЫ, оно несколько СУжaJIOСЬ.

Весьма ограниченное распространение грубообломочных осадков в силурийских отложениях, окружающих поднятие, а также отсутствие их внутри последнего вы­являют главнейшие черты морфологии поднятия, представлявшего в силуре глу­боко денудированное пологое вздутие. Общее изгибание поверхности поднятия под­черкивается соответствующим изгибом ложа перекрывающих его девонских отло­жений, следствием которого является сокращение мощностей разреза этих отложе­ний по направлеиию от южного края поднятия к его центру. Такое сокращение мощ­ностей хорошо прослеживается в пределах Минусинской прогнутой зоны, распо­ложенной внутри свода.

В структурном Отношении сводовое поднятие бьmо неоднородным. Северо-вос­точная его часть, имевшая сравнительно сложные контуры, бьmа расположена на Сибирской платформе и отделена глубинным разломом от складчатой системы древ­них каледонид, юго-западная - размещена целиком в области распространения по· следних_ Эта особенность строения поднятия наложила отпечаток на последующий ход геологических событий в различных его участках_

В области древних каледонид центральная часть свода к концу силура начала нерав­номерно прогибаться, вследствие чего наметил ась структурная неоднородность , обу­словившая появление внутри свода расчлененного рельефа. В начале девонского пе­риода в пониженных участках этого рельефа стали накапливаться грубообломочные осадки, материал для которых заимствовался из рядом расположенных более или менее резко выступавших возвьuuенностеЙ. Реконструкция речной системы, суще­ствовавшей в начале девонского riериода, приводит к выводу о вероятном сущест­вовании в это время стОка, следовавшего вдоль оси наметившейся про гнутой зоны от наиболее приподнятой части свода на юг и далее на юго-запад, к Алтайской гор­ной системе . В верхнем течении современной р. Большой Абакан бьmа, по-види­мому, расположена дельта древней реки, в которой сосредоточивался наиболее от­сортированный кластический материал (Лучицкий, 1 957б) .

В течение нижнедевонской эпохи центральная часть свода подвергалась обрушению, в результате чего образовался обширный Минусинский прогиб, вытянутый в северо­западном, близком к меридиану, направлении. Его общее протяжение, прослежен­ное по выходам средне- и верхнепалеозойских отложений на поверхность, достигает 350 км; почти на такое же расстояние, судя по геофизическим данным, он прослежи­вается под покровом мезо-кайнозойских отложений Западно-Сибирской низмен­ности в пределах Чулымской синеклизы. lIIирина прогиба на юге превьuuает 300 км; по направ�.ению на север про гиб сужается до 250 км; но на северном крьmе свода, возможно, вновь расширяется .

Обрушение свода сопровождалось активной вулканической деятельностью, охва­тившей главным образом краевые зоны прогиба и территорию обособившихся внутри него отдельныIx впадин (Минусинской, Чулымо-Енисейской, Назаровской и др.) . На южном крьmе свода вулканическая деятельность затронула, по-видимому, толь­ко периферические зоны по груженных участков (Минусинскую впадину) , а в апи­кальной его части - также и внутренние (Чулымо-Енисейскую впаДЮIУ) .

Активизация в нижнем девоне тектонических движений и сопутствующей им вулканической деятельности в области древних каледонид не ограничилась Минусин­ским прогибом . На западе почти параллельно салаирской складчатой дуге, как бы заливом впадающей внутрь свода, образовалась зона опусканий, на востоке ограни­ченная разломом, по которому магматические расплавы проникли на поверхность в области восточной окраины Кузнецкого бассейна_ Одновременно оживилась древ­няя зона разлома, отделяющая складчатые структуры древних каледонид от Сибир­ской платформы. Край свода в этой зоне также подвергся обрушению, вследствие чего возникла резко асимметричная Рыбинская ВПaДЮIа, на юго-западном крьmе которой сосредоточены мощные толщи нижнедевонских излившихся пород, про-

99

слеженные вдоль древнего тектонического шва на большом протяжении. Активиза­ция вулканической деятельности отмечена за пределами свода в окамляющих его на юге и юго-западе прогибах (Тувинский прогиб, Усинская и другие впадины) .

К началу девонской эпохи относится, по-видимому, и заложение Касской впа­дины, выявленной бурением в пределах Западно-Сибирской низменности и представ­ляющей собой, скорее всего, впадину, близкую к Рыбинской по особенностям строения и по общему размещению в структуре. Так же как и последняя , Касская впадина располагается на краю Сибирской платформы, а не на продолжении области распространения складчатых структур древних каледонид.

В Минусинском прогибе вулканическая деятельность, сопровождавшая проседа­ние свода, начавшись в нижнем девоне, продолжалась далее вплоть до эйфельского века. Развитие вулканической деятельности бьmо двухфазным (Лучицкий, 1 957б) . В первую , главную фазу, по времени соответствующую нижнему девону, образова­лись преимущественно лабрадоровые порфириты и другие породы, представляющие собой продукты дифференциации базальтовой магмы, в частности трахиандезиты и плагиопорфиры. Во вторую фазу, в эйфеле, возникли главным образом ба­зальты и диабазовые порфириты. Обеим фазам извержений отвечает образование даек , жил и пластовых залежей базальтов , лабрадоровых порфиритов, плагиопор­фиров, а также своеобразных щелочных пород - берешитов и горячитов (тералит­сиенитов) . Последние, так же как и плагиопорфиры, встречаются и в виде штоков.

Двухфазное развитие вулканической деятельности подчеркивается разделяющим обе фазы периодом более или менее продолжительного затишья, во время которого происходит накопление лагунно-морских терригенно-красноцветных осадков . Ниж­недевонский возраст последних, а следовательно, и более древних образований пер­вой фазы вулканической деятельности подтвержден стратиграфическими исследова­ниями В .С . Мелещенко и Н.А. Белякова ( 1955) в юго-западной части Минусинского прогиба, а на севере установлен по флоре С.М. Дорошко и Е.Ф. Чирковой-Залесской (1 954) . Эйфельский возраст второй фазы определяется богатой фауной, содержа­щейся в известняках, образующих прослои среди излившихся пород на юго-западе прогиба;

Разрезам эффузивных толщ подчинены пачки красноцветных пород, изредка так­же маломощные прослои известняков. Местами красноцветные породы нацело заме­щают вулканогенные образования, в частности на крайнем юго-западе Минусинского прогиба .

Фациальная измеНЧИВОСI:Ь разреза вулканогенно-красноцветной базальтовой фор­мации позволяет установить, что в нижнем девоне - эйфеле осевая часть Минусин­ского прогиба бьmа наиболее погруженной, ВСJIедствие чего в ней происходило пре­имущественное накопление лагунно-морских терригенно-красноцветных и карбонат­ных осадков . Относительно приподнятые краевые зоны прогиба отличаются господ­ствующим распространением излившихся пород, возникших в субаэральной обста­новке. В окружении внутренних поднятий, образовавшихся на месте выступов , ко­торые наметились еще во время заложения Минусинского прогиба, вулканогенно­красноцветным толщам нижнего девона подчинены пачки грубообломочного ма­териала, содержашего продукты разрушения пород, слагающих складчатые струк­туры древних каледонид.

К концу эйфеля - началу живета вулканическая деятельность прекратилась. По­следующее преобразование первончально наметившихся еще в нижнем девоне выступов фундамента (поднятий) и впадин связано с расчленением их на систему

различно по груженных блоков, разделенных разломами и флексурами, и с дальней­-шим разобщением отдельных впадин. Флексуры и разломы подчинены трем глав­ным направлениям - северо-западному, северо-восточному и меридиональному.

Общее погружение прогиба способствовало неоднократному вторжению моря. Впервые оно проникло через юго-западную часть прогиба и распространил ось вдоль осевой зоны последнего далеко на север в нижнем девоне, в эпоху временного зату-

1 00

хания вулканической деятельности в интервале между первой и второй ее фазами. В эйфеле распространение морских вод ограничивалось юго-западной окраиной про­гиба, а в живетское время они распространились почти на всю его территорию.

Хотя процесс седиментации в дальнейшем продолжался без перерыва от начала живетского до визейского времени включительно , в нижнем карбоне создается об­становка, более соответствующая образованию замкнутых бассейнов, возникшая как следствие прогрессирующего процесс а распада единого прогиба на систему обо­собленных впадин и поднятий . В связи с этим в отдельных впадинах северной части прогиба (Чулымо-Енисейская , Наэаровская) в составе пестроцветных песчано-мерге­листых толщ нижнего карбона образуются ратовкиты, весьма сходные с ратовки­тами Подмосковья. Нижнекаменноугольная эпоха знаменательна также накопле­нием обильного пеплового материала, по данным м .и. Грайзера принесенного внутрь прогиба откуда-то с юго-востока или юга.

В течение среднего-верхнего карбона и ' перми седиментация осадков происхо­дит внутри иэолированных областей накопления главным образом на юге прогиба и приводит к образованию сравнительно мощных угленосных осадочных толщ. В этот период распад Минусинского прогиба завершается. Дальнейшая его история связана уже с распространением на теРРИТQрии прогиба опусканий, охвативших в мезозое и кайнозое обширные пространства Западно-Сибирской низменности. Началу этого процесса сопутствует вторжение в апикальную часть свода дайковых пород базаль­тового ряда, содержащих ксенолиты перидотитов и по составу весьма близких к траппам Сибирской платформы.

' На территории Кузнецкого бассейна, возникшего на краю свода, общая после­довательность геологических событий существенно отличается от свойственной Минусинскому прогибу. Вулканическая деятельность в пределах этого бассейна сосредоточивал ась главным образом на восточной его окраине . Дальнейшее преоб­разование наметившегося в девонское время погружения западного склона сво­да связано с его положением вблизи коленообразного изгиба герцинских складча­тых структур. Как известно , по отношению к последним Кузнецкий бассейн (Шатский и др ., 1 953 , 1 956) образует поперечный краевой прогиб, отличительной чертой которого по сравнению с Минусинским прогибом являются огромные мощности средне- и верхнекаменноугольных и пермских отложений, образующих единую зону опусканий, в процессе преобразования не претерпевшую распада на изолированные впадины.

Проседание свода в области сочленения древних каледонид с Сибирской платфор­мой вызвало появление впадин, сменяющих друг друга по простиранию (Рыбинская, Касская) . Пример Рыбинской впадины показывает, что их отличительной чертой является резкая симметрия строения . Среднепалеозойская история развития Рыбин­ской впадины близка к истории Минусинского прогиба. Позднейшее развитие вы­яснено недостаточно , хотя известно, что и в этой впадине переломный момент в ис­тории гелогического развития определяется наложением мезозойских тектонических процессов на структуру, сформированную в течение среднего и верхнего палеозоя. Вследствие этого и здесь мезозойский осадочный чехол резко несогласно налегает JIa средне- и верхнепалеозойские структуры впадины.

Следует подчеркнуть, что возникновение наложенного Минусинского прогиба, некоторые особенности строения смежных с ним участков Кузнецкого бассейна, а также Рыбинской впадины вызваны к жизни одним и тем же процессом - образо­ванием на месте древних каледонид и в сопредельеной части Сибирской платформы обширного свода и последующим обрушением отдельных его участков . Пологие вздутия , предстаВЛ!lющие собой арочные структуры, сопровождаемые зонами обру­шения, типичны и для частных структур, осложняющих строение Минусинского про­гиба (Базырский свод, доживетский свод Копьевского купола и др.) . В целом об­ширная территория древних каледонид в среднем палеозое бьmа вовлечена в процесс аркогенеза (Павловский, 1 953), определивший основные черты строения этой области.

101

О ЗНАЧЕНИИ ЭКСПЕРИМЕНТА В ГЕОЛОГИИ·

Пять лет назад значение эксперимента бьmо рассмотрено Ф. Кюененом (Киепеп, 1 965) . Его высказывания по этому вопросу кажутся симптоматичными. Дело в том, что, несмотря на более чем полуторавековую историю, геологический эксперимент и сейчас оценивают далеко не так , как он того заслуживает. Известно , что экспери­мент проник в самые различные области геологических знаний и составляет их не­отъемлемую часть . Он получил широкое распространение в наше время и приносит человечеству полезные практические результаты. Между тем многие, если не боль­шинство исследователей относятся к эксперименту в геологии скептически. На­растает, таким образом, противоречие между действительным значением геологи­ческого эксперимента и его оценкой в трудах современников.

В такой обстановке обсуждение и выяснение действительной роли эксперимента в развитии современной геологической науки следует считать не только своевре­менным, но и необходимым.

ТЕРМИНОЛОГИЯ

Предпринимая попытку разобраться в создавшейся ситуации, следует прежде всего определить рамки обсуждаемой проблемы. Это возможио лишь В том случае , если будет установлено , какие представления вызывают у нас слова "эксперимент" и "геология". Иначе обсуждение и возможиый спор окажутся беспредметными. Естественно, что в этом вопросе нет единогласия. По-разному, в узком или широком смысле , понимают рамки геологической науки и также, более широко или узко, тол­куют эксперимент.

В самом деле, можно, конечно, следовать весьма общим представлениям и соот­ветственно считать всю окружающую нас природу огромной лабораторией. Но в та­ком случае придется относить к экспериментам любую совокупность наблюде­ний, проводимых исследователем в процессе изучения природных явлений. В геоло­гических науках это означает включить в представление об эксперименте все поле­вые и так называемые камеральные наблюдения. Естественно, при таком широком толковании эксперимента мы переходим границу, отделяющую его от наблюдения. Но совершенно очевидно, что эксперимент рассматривают обычно в более узких рамках. Если бы считали возможным приравнивать эксперимент к наблюдению, то не возник бы скепсис в отношении геологического эксперимента и его значение считалось бы столь же несомненным и важным, как полевых и камеральных работ.

Такие более узкие рамки установлены для эксперимента в определении, приве­денном в Большой Советской Энциклопедии, где написано, что он представляет "науч­но поставленный опыт, наблюдение исследуемого явления в точно учитываемых ус­ловиях, позволяющих следить за ходом явления и воссоздавать его каждый раз при повторении этих условий" ( 1957 , т. 48 , с. 4 1 0) . Это определение несколько отли­чается от предложенного Ф. Кюененом, ссьmавшимся на Наттальский стандартный словарь 1 890 г ., в котором эксперименты рассматриваются как действия или опера­ции, способствующие открытию некоторых ранее неизвестных положений, прин­ципов или явлений или облегчающие их открытие и приводяшие к получению одина­ковых результатов при повторении таких действий или операций. Главным отличием определения Ф. Кюенена следует считать вводимое представление, что эксперимент должен приводить к открьпию или облегчать путь i< открытию ранее неизвестных положений , принципов или явлений. Таким определением уже заранее устанавлива­ется важное значение эксперимента, тогда как в соответствии с поставленной задачей нам предстоит еще выяснить его роль. Поэтому предпочтительно остановиться на

i

*Проблемы теоретической и региональной тектоники. М.: Наука, 197 1 . С. 269-280. 102

определении, принятом в Большой Советской Энциклопедии, и не стремиться к дальнейшему его сужению.

Если, таким образом, для целей обсуждаемой проблемы можно достато'lllО четко представить ограничения понятия "эксперимент ", то остается пока неясным, как сле­дует понимать геологию .

lIIирокий взгляд на геологию как науку, изучающую разные стороны жизни нашей планеты , разделяется многими исследователями, в частности Ю.А. Косыгиным ( 1 963) , подчеркнувшим, что геофизика, как и геохимия, может быть отнесена к методиче­ским подразделениям геологии. Подобные "подразделения", или "филиалы" в по­ни мании Ю.А. Косыгина, получают из недр фундаментальных наук методику, кото­рой они оснащают геологию. Такое представление о геологии является в известной мере развитием взглядов Э. Ога (Haug, 1 907 и более поздние издания) , включав­шего в геологию не только петрографию, но и геофизику.

Придерживаясь более узкой точки зрения на определение геологии, можно , конеч­но, защищать самостоятельность каждой отрасли геологических знаний, опираясь на утверждение, что в различных отраслях знания при меняются разные методы. Однако необходимо при этом считаться со следующими моментами. ВQ-первых, предмет иссле­дования во всех этих разли'lllЫХ отраслях знания один и тот же - земной шар, наша планета Земля. Во-вторых, независимо от того, будем ли мы разделять взгляд на са­мостоятельность разлИ'lllЫХ отраслей геологической науки или предпочтем считать геологическую науку объединяющей наряду с собственно геологическими исследова­ниями также геофизические и геохимические, при оценке значения ЭКСIIeримента в геологии придется рассматривать его роль в разли'lllЫХ звеньях этой науки. Именно поэтому независимо от принимаемого взгляда на геологию необходимо обсудить зна­чение эксперимента в достато'lllО широком круге проблем, касающихся разли'lllЫХ сторон изучения нашей планеты. Что касается содержания, вкладываемого в поня­тие о геологическом эксперименте , то в самом общем виде можно сказать , согласно изложенным выше соображениям, что к этой категории следует относить любой эксперимент, проведенный в рамках геологического исследования (в широком смысле слова) и направленный на решение задач, связанных с изучением земного шара.

НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ИСТОРИИ

Эксперимент бьm привлечен к HaY'lllbIM исследованиям значительно раньше , чем сформировал ась геология как наука, в виде более или менее близком к современ­ному. Первоначально значение эксперимента вообще не выходило за пределы обыч­ных иллюстраций к результатам проведенных HaY'lllbIx исследований. Только в XVI-XVII столетиях в трудах Г . Галилея он приобрел, по-видимому, впервые исследовательский и даже количественный характер, позволивший связать его с мате­матической теорией (Бэрналл, 1 956) .

В геологии эксперименты бьmи осуществлены первоначально Дж. Холлом на рубеже XVПI и XlX столетий, Т .е . тогда, когда в физике они широко применялись в качестве одного из важнейших методов HaY'llloro исследования. Эти первые геоло­гические эксперименты бьmи проведены в раЗГilр жестоких столкновений между двумя соперничавшими тогда воззрениями и позволили решить возникшие споры на подлинно научной основе . KOHe'lllo , опыты не бьmи единственным критерием оцен­ки HaY'llloro смысла взглядов нептунистов , исключавших роль так назьmаемых огневых сил и глубинных огненно-жидких расплавов, и плутонистов , не мыслив­ших существование Земли без этих сил и распла)'юв. Тем не менее зксперименты бьmи едва ли не решающими при выяснении роли огненно-жидких расплавов в формиро­вании земной коры.

Дж. Холл блестяще подтвердил плутоническую концепцию своего учителя Дж. Хет­тона (Hutton, 1 795) , поставив опыты по плавлению и кристаллизации базальтов ,

103

а таюке по преобразованию известковистых масс в мрамор при высоких темпера­турах. Опыты Дж. Холла наметили путь дальнейших экспериментов в трех главных направлениях. Во-первых, они позволили создать основу для последующего развер­тывания исследований в области создания искусственных минералов и кристаллов . Во -втор .. ых, они способствовали развитию впоследствии петрографического экспе­римента, обосновывающего современные представления о' магме. Однако экспери­менты Дж . Холла включали, кроме того, исследования, направленные на выяснение природы складчатых структур, и в этом плане явились родоначальными для тектони­ческих экспериментов и исследования деформаций горных пород.

Во второй 'половине XIX столетия, Т .е . почти 1 00 лет спустя, огромная работа в области геологического эксперимента бьmа проведена А. Добре (Daubree, 1 879) . Он подвел итог проделанным прежде экспериментам, осуществил серию эксперимен­тов лично и опубликовал огромное двухтомное сочинение, в котором к трем нап­равлениям Дж. Холла присоединил еще четвертое - исследование процессов разру­шения (измельчения) и переноса материала горных пород. Второй том своего труда А. Добре посвятил космическому эксперименту, который рассматривал как одно из звеньев геологического экспериментального исследования. Эти космические экспе­рименты А. Добре проводил, изучая, в частности, метеориты (второй раздел его труда имеет название "Приложение экспериментальных исследований к изучению космических явлений") .

Все геологические эксперименты А. Добре разделил на две обширные группы, связанные соО'тветственно с явлениями химическими и физическими (первая группа) и механическими (вторая группа) . В области химических и физических явлений эксперименты А. Добре бьmи применены к изучению ''истории отложения метал­лов" (т .е . к условиям образования "металлических", рудных минералов) и к изу­чению метаморфических и изверженных пород. В области механических явлений опыты были направлены на изучение "истории" измельчения и транспортировки �ма­териала, на исследование деформаций, в частности разрьшов, сланцеватости и, нако­H�Ц, были связаны с анализом процессов выделения теплоты, образующейся вслед­ствие деформации горных пород. В более позднее время изучение тепла, возникаю­щего при деформации горных пород, экспериментальными методами не осуществля­лось . Таким образом, А. Добре не только обобщил предшествующий опыт и лично провел огромное число различных геологических эксперимент'ОВ, но и очертил круг стоящих перед экспериментами задач , которые частично и до настоящего времени остались нерешенными , хотя их важное .значение невозможно оспаривать . Я имею в виду, в частности, опыты по превращению механической энергии в тепловую в про­цессе деформации горных пород.

ХХ век ознаменовался двумя наиболее существенными общими изменениями в развитии геологического эксперимента. Одно из них связано с открьшшимися широкими перспектива ми использования высоких и сверхвысоких давлений и тем­ператур в эксперименте . Благодаря этому в лабораторных условиях бьmа создана обстановка, реально отвечающая термодинамическим условиям всего диапазона давлений и температур, существующих в недрах земного шара. Впрочем, в этом от­ношении далеко не все еще сделано , вследствие чего , например, исследование дефор­мации горных пород приходится и сейчас вести в условиях давлений не более 20 кбар в том случае , когда температуры повышаются до 500-600 О С (Лучицкий и др ., 1 968) .

Другое изменение определяется привлечением математических методов к интер­претации результатов экспериментального исследования. Это изменение выразилось прежде всего в создании современной теории моделирования геологических процес­сов, разработанной трудами Г. Кенигсбергера и О. Мората (Koenigsberger, Morath" 1 9 1 3) , М. Хабберта (Hubbert , 1937) , Е.Н. Люстиха (1 949) , М .В. Гзовского (1954а, 1 963) и других исследователей . Вместе с тем начали про водить разнообразные иссле­дования с целью разработки теории фазовых превращений и преобразования ми­нералов в зависимости от термодинамических условий. Эти,новые направ.nения в иссле-1 04

довании сейчас развиваются ДОСТCj,точно интенсивно, хотя далеко не все возможности современной техники используются в области геологического эксперимента с необ­ходимой полнотой .

Так или иначе, эти два новых направления определяют характерные черты современной эпохн в области геологического эксперимента. Они открьUIИ возмож­ность изучения поведения геологических объектов (горных пород, минералов и др.) в обстановке, отвечающей всему разнообразию условий, существующих в недрах земного шара . Это , вероятно, главное отличне современного геологического экспе­римента от того , который бьUI возможен в прошлом столетии.

Совершенно новые черты приобрели космические эксперименты после того, как Ю.А. Гагарин первым проник в космос, а советский вездеход начал обследова­ние лунной поверхности . Однако эта область экспериментов лежит за рамками проблем, обсуждаемых I! настоящей статье .

ПРИМЕНЕНИЕ ЭКСПЕРИМЕНТА В РАЗЛИЧНЫХ ОБЛАcrях ГЕОЛОГИИ

Следуя широкому взгляду на геологию, необходимо рассмотреть, каковы глав­ные особенности применения эксперимента в различных ее отраслях. В таком плане невозможно обсуждать все варианты экспериментов и придется ограничиться несколь­кими наиболее типичными примерами.

Прежде всего следует указать, что имеются отрасли геологии, в которых экспе­римент практически не применяется как метод исследования и где в процессе изу­чения геологических объектов опираются только на актуалистические методы, внося в них те или иные поправки . В этих поправках обычно учитывают несоответствие между различными данным, получаемыми в результате последовательного применения актуалистических построений. Так , если устанавливается, что некоторые живые ор­ганизмы в настоящее время могут существовать только в определенной обстановке, а в ископаемом виде они встречаются среди отложений, ныне свойственных совсем другим условиям, то из этого могут быть сделаны два вывода . Либо в прошлом условия образования данного типа отложений бьUIИ иными, либо изучаемые орга­низмы обладали раньше большими адаптивными возможностями и могли сохранять жиэнеспособность в различных условиях, а в дальнейшем утратили эту способность и ограничили ареалы обитания. Экспериментальными методами решить, какой из этих двух выводов правилен, по-видимому, невозможно . Длительность преобразова­ния живых организмов в процессе эволюции измеряется такими интервалами вре­мени , которые не могут быть воспроизведены в эксперименте , и никакие явления не могут заменить фактор времени, когда оно измеряется десятками, сотнями мил­лионов и даже миллиардами лет .

Исследование ископаемых животных и растительных организмов rtрошлых гео­логических периодов представляет, таким образом, огромиые затруднения для при­менения экспериментальных методов. Не случайно, по-видимому, в палеонтологии, составляющей еще и в нашу эпоху главную опору совремеиных представлений о воз­расте различных отложений, эксперимент сейчас не находит себе места.

Совсем иначе выглядит проблема применения эксперимента в литологии, где опыты по воссозданию условий образований осадков и, следовательно, по выяснению Обстановок , в которых формируются различные отложения, широко признаны. В качестве при мера , иллюстриующего принципиальное значение подобных экспери­ментов, можно привести хотя бы те данныl,' которые указаны Ф. Кюененом в его упомянутой выше статье (Киепеп. 1 965) в отношении так называемых трещин усыхания. Опытами Ф. Кюенена бьUIО установлено образование подобных трещин в подводных условиях. Таким образом, экспериментальным путем бьUIО показано, что обычное представление о возникновении таких трещин в субаэральной обста­новке, в результате усыхания, совершенно недостаточно для полного знания. Сейчас , после проведенных Ф. Кюененом опытов, можно утверждать , что этот вид

1 05

трещин образуется не только в субаэральных, но и в подводных условиях. В даином случае опыт 'СПОСОбствовал , следовательно , появлению новой информации, о кото­рой раньше трудно бьmо даже подозревать , опираясь на актуалистические построения. Однако литолоrические эксперименты, связанные с изучением условий образова­ния осадков , не приводят � созданию новых материальных ценностей, поэтому не­посредственное их значение представляется пока оrраниченным .

. Более эффективны в практическом отношении минералоrические и петроrрафи­ческие зксперименты; вместе с тем они имеют и исключительно большое теорети­ческое значение . Минералоrические эксперименты обладают определенным преиму­ществом перед друrими видами опытов, потому Ч10 они направлены на созидание таких кристаллов ' и минералов , которые во мноrих случаях непосредственно при­меняются в важнейших отраслях народноrо хозяйства. Можно вспомнить, в част­ности, алмазы , рубины и друrие ценные минералы. В то же время такие эксперимен­ты позволяют получать чистые кристаллы, которыми природа далеко не часто наrраждает человека, хотя они иrрают исключительно важную роль в современной технике .

Несколько иной практический смысл имеют петроrрафические эксперименты. их применение в промышленности связано с использованием техники каменноrо литья . Теоретическое же значение зтих экспериментов исключительно велико и очевидно . Теория кристаллизационной дифференциации потому и стала ведущей теорией в петроrрафии, что она целиком опирается на экспериментальные иссле­дования, связанные с плавлением и кристаллизацией изверженных ropHbIx пород в лабораторных условиях. К прежним исследованиям в этой области, начатым наи­более успешно Н. Боуэном ( 1 934) , в последнее время добавились принципиально новые экспериментыI' использующие технику высоких давлений. Исследования Л.Ф. Верещаrина ( 1 956) , Ю.Н. Рябинина и др. ( 1963) позволяют теперь изучать по­ведение силикатных расплавов в условиях, отвечающих большим rлубинам. Про­веденные в этом плане опыты, тесно связанные с исследованием фазовых превра­щений минералов , привели к открьпию новых, ранее неизвестных модификаций кварца (Стишов , 1 963) , что вызвало необходимость принщшиальноrо пересмотра представлений о природе и строении земных недр.

Таким образом, эксперименты в области минералоrии и петроrрафии настолько выразительны по теоретической и практической направленности, что , пожалуй, MorYT служнть образцом не только для друrих областей rеолоrии, но и для экспе­риментальных исследований вообще. Эта особенность минералоrо-петроrрафических экспериментов и их успех объясняются в значительной мере тем, что они представ­ляют собой систему опьпов с объектами, которые изучаются в условиях, не тре­бующих моделирования, сопровождаемоrо изменением параметров времени об­разования или размеров объекта. Блаrодаря этому создаются наилучшие условия для изучения объектов в обстановке, наиболее приближенной к наблюдаемой в природе .

Эксперименты иноrо типа, направленные не на созидание, а на разрушение, дефор­мацию материалов , не столь наrлЯДны, хотя практическое значение , например, экспериментальноrо определения прочиости материалов тоже очевидно. В экспери­ментах по .деформации материалов возможны два варианта . Во-первых, можно проводить моделирование наблюдаемых в природе rеолоrических структур, воз­никающих в результате деформации земной коры или отдельных ее блоков. Во-вто­рых, MorYT быть поставлены опьпы по деформации материалов , образующих rop­ные сооружения, т .е . по деформации ropbIx пород. Первая rруппа исследований имеет дело с такими объектами, которые по размерам и времени образования в or­ромное число раз (на мноrие порядки} превышают доступные в эксперименте соот­ветствующие параметры модели. Здесь количество перерастает в качество, так как возможности изучения длительных процессов в течение KopoTKoro времени оказьmа­ются оrраниченными; резкое изменение длительности процесса riриводит . к корен-

1 06

ным качественным изменениям при роды явлений. Совсем необычные эффекты по­лучаются, например, при использовании импульсной техники; поэтому трудно и даже невозможно получить такие же результаты, привлекая обычный длительно протекаю­щий процесс деформации материалов . Данным об изменении качественного состояния материалов под влиянием длительно протекающих процессов посвящена современ­ная теория ползучести , позволяющая утверждать , что с изменением скорости дефор­мации качественно изменяются особенности процесса преобразования деформируемо­го материала.

При моделировании складчатых и других тектонических структур приходится считаться с различными факторами . В эксперименте трудно не только повторить дли­тельное течеиие процесса , но и найти подходящие для моделирования материалы. Оценивая свойства материалов , подвергаемых деформации, в теории подобия сей­час приходится оперировать такими недостаточно строгими понятиями, как, напри­мер, вязкость твердого тела, вязкость горных пород. В итоге в расчетах, опирающих­ся на данные о вязкости горных пород, получаются результаты, в соответствии с ко­торыми для моделирования крупных геологических структур следует применять ма­териалы с теоретически исчисленной вязкостью в пределах 1 00 - 1 08 пауз (Гзовский, 1 963 , с. 1 47) . Эти пределы отвечают, таким образом/материалам, обладающим той же вязкостью , что и вода, т .е . распространяются на область жидкостей, принадлежащих к качественно иной группе объектов , чем материалы, слагающие геологические струк­туры . Особенности внутреннего строения этих материалов вообще не учитьmаются в современной теории подобия, требующей и в этом плане дальнейшего совершен­ствования . Следовательно, возникают разные затруднения при моделировании круп­ных геологических структур, формирующихся В течение миогих дщ:ятков и сотен миллионов лет .

дlIя изучения малых структурных форм и деформаций горных пород возможен более строгий анализ , опирающийся на оценку поведения реальных материалов в об­становке, строго отвечающей термодинамическим и другим условиям, наблюдающим­ся в природе . Эксперименты такого рода достаточно точны в том случае , если отно­сятся к процессам сравнительно ограниченной длительности . дlIя тех огромных ин­тервалов времени, в течение которых протекают геологические процессы, даже в слу­чае исследования деформации горных пород, трудно и даже невозможно повторить все те явления, которые реально осуществляются в недрах Земли. Примером мо­гут служить данные о поведении кварца, который не удается пластически деформи­ровать таким образом, как это наблюдается в метаморфических породах. По-ви­димому, в какой-то мере фактор времени может быть подменен в таких экспери­ментах нагревом, но теплота и время, конечно, невзаимозаменяемы.

В настоящее время приходится считаться с ограниченными возможностями опы­тов по деформации горных пород и относить их к существенно узкому интервалу времени. Тем не менее среди тектонических и вообще геологических экспериментов Опьпы по деформации горьхх пород относятся к наиболее точным и стоят на уров­не минералогических и петрографических экспериментов. Недостаток этих опы­тов - невозможность созидать. Однако' зтот недостаток компенсируется необхо­димостью изучения прочностных свойств горных пород, которая диктуется раз­витием современной техники бурения и грядущей техникой аппаратуры, само­стоятельно проникающей к недра Земли без каких-либо вспомогательных средств , непосредственно связывающих эту аппаратуру с поверхностью.

Важное место эксперимент занимает также в геофизике, что вполне естественно, так как эта область геологических знаний более, чем какая-либо иная, близка к физике , где зксперимент по праву с давних пор приобрел принципиальное значение .· В геофизике с ее различными ветвями (сейсмометрия, гравиметрия, магнитометрия и т .д .) эксперимент необходим. Серьезным его отличием от рассмотренных выше следует считать то, что в геофизике главным является наблюдение за природными процессами, протекающими в настоящее время, и явлениями, которые не отли-

107

чаются от обычных, изучаемых физиками. Таким образом, в геофизике экспери­мент относится к обязательным элементам общего научного исследования и его теоретическое значение несомненно. Менее нагляден практический �мысл геофизи­ческих экспериментов , так как они не создают непосредственно никаких материаль­ных ценностей . В целом же по своей природе геофизические исследования сходны с теми, которые свойственны так называемой динамической геологии. Эта область знания, если считать ее самостоятельной, изучает современные процессы, обычно на­зываемые геологическими. Такое название условно , так как невозможно отделить зти процессы от тех, которые исследуют метеорология, океанология, физическая география и другие науки. Тем не менее, если считать , что в геологнн может бьпь выделена соответствующая отрасль, признанная изучать современные геологические процессы, то в ней можно ставить эксперименты, следовательно, в таком же духе и с тем же эффектом , что и в геофизике. Динамической 'геологии доступны также эксперименты, направленные на моделирование современных геологических про­цессов .

;в целом имеются разнообразные возможности для применения эксперимента в гео­логии, хотя они далеко не равнозначны в различных ее областях. Затруднения воз­никают прежде всего в том случае , если выясняется невозможность воспроизвести эксперимент в тот же интервал времени, в который изучаемый процесс протекает в природе . Наиболее наглядны такие затруднения в палеонтологии, но они свойствен­ны и другим областям геологических знаний. В частности, невозможно точно вос­произвести в лабораторных условиях такие процессы, которые приводят к образо­Вa!JИЮ горных сооружений, к пластическому течению кварца при низких температу­рах и т .д . Хотя в некоторых случаях может помочь теория подобия, но она требует дальнейшей разработки, и прежде всего увязки с современной теорией ползучести . Перспективы разработки теории подобия для моделирования длительных преобразо­ваний живой материи пока еще очень далеки от нас , если они окажутся вообще возможными в дальнейшем.

Однако есть еще другое, вероятно главное, принципиальное затруднение с исполь­зованием эксперимента в геологии, затруднение совсем иного рода . Дело в том, что в геологии приходится сталкиваться с объектами, представляющими собой ре­зультат протекавших некогда процессов . Эти процессы сейчас уже недоступны пря­мому наблюдению и в каждом конкретном случае могут, во-первых, предполагаться, во-вторых, восстанавливаться по аналогии с теми современными, доступными на­блюдению процессами , которые приводят к образованию продуктов, сходных с изу­чаемыми геологическими объе�тами. Таким образом, в геологии эксперимент вовлекается в систему построений, опирающихся на аналогии и предположения. Сле­довательно , трудности в применении эксперимента в геологии не ограничиваются тем, что приходится иметь дело с огромными, с трудом моделируемыми объектами и длительными процессами, приводящими к их образованию. Трудности определяются еще и тем , что сами процессы, о которых обычно идет речь в геологических построе­ниях, являются предполагаемыми, а не непосредственно наблюдаемыми.

МЕСГО ЭКСПЕРИМЕНТА В ОБЩЕЙ СИСГЕМЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПОСГРОЕНИЙ

Определяя место эксперимента в общей системе геологических построений, необ­ходимо, как показывает предшествующий О'бзор, учитывать , что при геологических исследованиях изучаются объекты, возникающие в результате процессов , протекав­ших в далеком прошлом, многие десятки, сотни миллионов или миллиарды лет назад. ftаблюдать эти процессы сейчас уже невозможно. Вследствие этого при геологических исследованиях обычно определяются свойства этих объектов, их морфология, взаимо­отношения, возраст , условия залегания, закономерности размещения и т .д . В ходе исследования выясняются также возможные аналогии изучаемых объектов с теми, 108

которые в настоящее время формируются на земной поверхности вследствие различ­ных, более или менее хорошо известных процессов. Изучение этих процессов может рассматриваться как вспомогательное средство для познания природы древних гео­логичес,ких объектов , разъясняющее способ их образования, происхождение или исто­рию развития . Исключение составляют только геофизика и динамическая геология, включая неотектонику, которые могут исследовать непосредственно наблюдаемые современные процессы. Остальные области геологических зна!lИЙ, такие, как па­леонтология, стратиграфия, тектоника, минералогия, литология, петрография и дру­гие, имеют дело с объектами, возникшими в далекие геологические периоды в ре­зультате тех процессов , которые, оставив свои следы, безвозвратно утрачены для пря­мого наблюдения .

Вследствие таких особенностей геологии в системе проводимых ею исследова­ний постоянно возникает задача реконструкции процессов, вызвавших образо­вание изучаемого объекта, что возможно только на основе аналогий с современны­ми условиями, где подобные (а не те именно, которые бьmи) процессы могут непо­средственно наблюдаться и изучаться .

В итоге в основе любых построений, связанных с выяснением происхождения и способа образования геологического объекта или процессов, приведших к его по­явлению , лежат аналогии. Прием построения такого рода аналогий с современными явлениями широко известен в геологии как метод актуализма. В том случае , когда соответствующие реконструкции представляют собой систему построений, расчле­ненных по возрастным подразделениям, возникает общее представление о смене во времени тех или иных процессов или явлений и создается основа для разработки обшей теории эволюции геологических процессов или по крайней мере для разра­ботки историко-геологических концепций. Так или иначе, современная геологическая теория покоится на системе методических построений, опирающихся на аналогии.

В такой системе построений эксперимент приобретает серьезнейшее познаватель­ное значение , так как позволяет проводить сравнение с процессами, наблюдаемыми в искусственной (лабораторной) обстановке. Эти процессы могут быть разными: физическими, физико-химическими, химическими или иными. Важно , что они доступ­ны наблюдению , так же как и их результаты, которые могут сравниваться с теми геологическими объектами, природу которых мы стремимся выяснить. Значение исследований таких процессов , следовательно, не отличается от того, которое при­дается изучению современных процессов. В том и другом случае изучаются явления, доступные прямому наблюдению, и с ними сопоставляются предполагаемые явления, происходившие в давно минувшие геологические эпохи. Таким образом, значение экперимента как ' инструмента, помогающего расшифровать на основе аналогий при­роду изучаемого геологического объекта, уравнивается со значением метода ак­туализма. Существенны, следовательно, не частные оценки значения эксперимента в геологии; важно, что экспериментальный метод в геологии имеет то же познава­тельное значение, что и метод актуализма.

Этот вывод следует дополнить некоторыми пояснениями. Отличительной особен­ностью геологии является широкое использование метода аналогий, вовлекающего в исследование различного рода теоретические модели - гипотезы о происхождении объектов . Соответствующие модели часто являются достаточно сложными, вследствие чего с трудом интерпретируются математическими методами. Другая особенность геологии , отличающая ее от иных наук , - невозможность наблюдать те процессы, ко­торые создали в далеком прошлом изучаемые объекты. В такой ситуации возникает представление о конвергенции явления, так как всегда определенной модели мо­жет быть противопоставлена другая, отличная от первоначально созданной. Преиму­щества какой-либо одной из этих моделей бывает трудно доказать , поэтому, естест­венно, рождается идея, что таких моделей существует несколько и что каждая из них отвечает отдельной группе объектов . В сущности, представление о конвергенции гео­логических явлений относится к обычным результатам решения обратной задачи.

1 09

Поскольку известен конечный результат, может быть предложен ряд приводящих к нему условий. Выяснить, какие случаи принадлежат к явлениям конвергенции, а какие относятся к различным вариантам объяснений одного и того же явления, нелегко, а представление о конвергенции освобождает исследователя от необходи­мости более глубокого изучения объекта . В решении этой проблемы не может по­мочь ни сравнение древних явлений с современными, ни эксперимент . Тот и другой методы опираются на аналогии, которые могут содействовать расширению познаний, но не служат обоснованием, доказывающим право мерность тех или иных построений и взглядов .

Во всяком случае , в такой системе построений эксперимент, так же как и метод актуализма, поскольку тот и другой опираются на аналогии, не может дать бесспор­ного решеиия задач, хотя обычно именно этого от него ждут. Не оценивая реальных возможностей метода и действительного его значения, на эксперимент возлагают , таким образом, задачу, ему не соответствующую, и считают, что экспериментальным методом можут быть , безусловно , доказано то или иное теоретическое представле­ние. Однако это так же невозможно, как вообще невозможно доказать какое-либо представление путем аналогий.

Экспериментальные методы в геологии дают лишь эталоны, образцы, сравнивая с которыми можно утверждать возможность или малую вероятность того или иного толкования природных явлений. В зависимости от конкретных ситуаций экспери­мент в одних случаях может оказаться более действенным, чем метод актуализма, в других - менее действенным. В частности, когда исследование затрагивает глубо­кие недра Земли, метод актуализма становится бессильным в толковании-

ряда яв­лений, тогда как экспериментальный метод позволяет создавать модели соответ­ствующих геологических объектов и изучать их в условиях, строго отвечающих глу­бинным зонам. Экспериментальным методом могут быть, кроме того, ограничены различные построения, основанные на использовании метода актуализма, о чем сви­детельствует , в частности, упомянутый выше опыт Ф. Кюенена с "трещинами усыха­ния". В подобных случаях эксперимент обеспечнвает получение новой информации. Таким образом, в отдельных случаях, а также при разработке некоторых проблем, среди которых важнейшее место занимает исследование глубинного строения зем­ных недр, эксперимент становится орудием более мощиым, чем актуалистический метод.

Известно , что "заключение по аналогии, т.е . от выясненного частичного сходства между предме:rами к более глубокому и разностороннему сходству между ними, не может сообщить достоверность, но часто наводит на догадки, правильность или ошибочность которых должна быть выяснена дальнейшим исследованием и провер­кой" (Большая Советская Энциклопедия, 1 950, т. 2, с. 352) . Эту оценку метода ана­логии следует иметь в виду при рассмотрении значения эксперимента в геологии. Экспериментальный метод исследования геологических объектов, так же как метод актуализма, является частным, но важнейшим звеном индуктивного анализа, состав­ляющего лишь один из элементов общего материалистического познания диалекти­ческ.оЙ природы геологических явлений .

1 1 0

ЭКСПЕРИМЕНТЫ ПО ДЕФОРМАЦИИ ГОРНЫХ ПОРОД В ОБСТАНОВКЕ ВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЙ

И ТЕМПЕРАТУР *

ВВЕДЕНИЕ

Современная техника позволяет получать в лабораторной обстановке величины давления и температуры значительно большие , чем те , которые типичны для глубин­ных зон земного. шара. Расчетные температуры для центра Земли , достигаюшие не­скольких тысяч градусов Цельсия, ничтожно малы по сравнению с плазменными, а дав­ления на этих глубинах, немногим превышаюшие 3 тыс . кбар, тоже , конечно , уступают тем давлениям, которые воэникают при взрывах.

Тем не менее использование высоких давлений и температур для изучения поведения горных пород в обстановках , соответствуюших большим глубинам, представляет да­леко не легкую задачу. Затруднения связаны прежде всего с тем, что в недрах Земли горные породы длительно преобразуются в определенной термодинамической обстанов­ке , тогда как огромные давления и температуры в лабораторных условиях удерживают­ся ничтожные доли секунды. Эффекты же мгновенного приложения высоких темпера­тур и давлений к горным породам совсем иные , чем полученные в результате продол­жительного их воздействия. Даже для изучения локальных про явлений тектоники (складчатости, разломов , землетрясений и т .п.) требуется сохранение постоянных давлений и температур по крайней мере в течение первых часов эксперимента (Дже­кобс и др . , 1 964) . Затруднения возникают , кроме того , вследствие необходнмости сохранять доступной для последуюшего изучения структуру горной породы, что в ус­ловиях применения импульсной техники весьма сложно . Наконец, огромные техниче­ские трудности приходится преодолевать для того, чтобы про никнуть в камеру высоко­го давления с измерительной аппаратурой . Дополнительные технические трудности при исследовании деформации горных пород возникают также в связи с задачами раздель­ного определения величин всестороннего и ориентированного давления .

Все это создает обстановку, типичную . для современного состояния работ, при кото­рой в области изучения деформации горных .пород пока используется ничтожно малый диапазон температур и давлений, полученных в лабораторных условиях . Новейшие опыты такого рода осушествляются Д. Григгсом и его сотрудниками (Griggs, 1960) при давлен.ии до 20 кбар и температурах до 8000 С. В подобного рода исследованиях это пока еше лучший результат , хотя он .и соответствует ориентировочно всего 60-70 км глубины земных недр.

В этой весьма ограниченной области давлений и температур изучение деформации горных пород может преследовать различные цели . Горную породу можно рассматри­вать прежде всего как материал , обладаюший определенными физико-механическими , в частности деформационными (Байдюк, 1963 ; Горькова, 1964) , свойствами , которые меняются в зависимости от термодинамической обстановки. Соответственно ставят задачу исследования этих свойств в условиях меняюшихся температур и давлений для последуюшего использования полученных данных при теоретическом анализе "причин , условий и механизма образования тектонических дислокаций , Т.е . форм нарушения за­легания горных пород - складок, трешин и разрывных смешений" (Проблемы тектоно­физики, 1960 , предисловие) . Те же данные сушественно важны в практическом отноше­нии в связи с задачами глубокого и сверхглубокого бурения. В этом направлении в на­шей стране работают м .п. Воларович, Б.В. Залесский , Ю.А. Розанов , Л.А. Шрейнер , Б.В. Байдюк, н.н. Павлова, А.Н. Ставрогин и многие другие , в США - Д. Григгс , И. Хэн­дин, Ф. Тернер и др.

Сушественно иное направление представляют исследования, в которых горные по-

• Новосибирск: Наука, 1 967. 73 с. Совместно с В.И. Громиным, Г.Д. Ушаковым.

1 1 1

роды используются в качестве модельного материала . Его испытания в различных тер­модинамических условиях призваны решать те или иные геологические проблемы. При такой постановке вопроса изучение деформации горных пород подчинено решению конкретных задач, возникших в процессе развития геологических знаний . Подобные исследования, по-видимому, впервые бьmи проведены в 1 948 г . ЮА. Косыгиным, И.В. Лучицким и Ю .А. Розановым (1 949) в Геологическом институте Акаде­мии наук СССР, когда в качестве модельного материала , испытанного при сравнитель­но высоких давлениях, бьm привлечен гипс. Монокристаллы гипса, расчлененные весьма совершенной спайностью на систему параллельных пластинок, имитировали в этих опы­тах слоистые массы осадочных горных пород.

Более строго такие исследования бьmи проведены в Институте геологии и геофизики Сибирского отделения Академии наук СССР (Лучицкий и др. , 1962, 1 963 , 1964) . В этих экспериментах в условиях всестороннего давления деформации подвергались слоис­тые массы, состояшие из чередуюшихся пластин горных пород различного состава и строения. Вскоре после начаЛа этих исследований близкие по характеру опыты были поставлены М. Патерсоном и Л. Вейссом В Австралии (Paterson, Weiss, 1962) ; они ис­пользовали для своих опытов кристаллические сланцы и изучили в них особенности де­формации слюдяных прослоев . Сходного типа эксперименты недавно проводились Р. Квапилем в Чехословакии (Kvapil, 1 963) со слоистыми массами, состояшими из ка­менной соли , ангидрита, сильвинита , глинистых сланцев , угля и глин .

В целом наметил ось совершенно определенное направление исследований , позволяю­шее решать выдвигаемые в процессе работы геологические задачи , опираясь на исполь­зование горных пород в качестве модельного материала. Правомерность такого исполь­зования горных пород определяется представление м о минимальных объемах, при кото­рых свойства деформируемых слоистых масс горных пород будут сохраняться в испы­тываемой модели такими же , как и в крупных блоках, принадлежаших к системе обыч­ных геологических объектов . Соответствуюшие расчеты для оценки элементарного объема уже приводились (Руппенейт, Либерман, 1 960) , поэтому нет необходимости их повторятъ. Для того чтобы эксперименты по деформации горных пород могли быть привлечены к интерпретации геологических явлений , изучаемых структурной геологи­ей , необходимо также соблюдать режим времени , сохраняя его длительность , как ука­зано выше, в пределах первых часо.в .

Естественно , что при таком исследовании утрачивается возможность моделирова­ния отдельных конкретных тектони.ческих структур на основе теории подобия, поскольку в эксперименте свойства материала не меняются , хотя сушественно умень­шаются размеры объекта и время его деформации. Тем не менее в указанных выше рамках на основе проводимых опытов вполне возможна качественная интерпретация явлений , происходяших в более или менее крупных блоках , сложенных слоистыми массами горных пород.

Такие опыты обладаю:r определенными преимушествами перед моделированием, опираюшимся на искусственные материалы, поскольку горные породы обладают физи­ко-механическими свойствами, далеко не достаточно изученными для подбора необхо­димой для них замены. В частности, неизвестны данные о вязкости горных пород, т .е . о пара метре , который должен быть в соответствии с теорией подобия строго учтен при подборе материала , заменяющего естественные горные породы (Гзовский , 1963) . Сле­довательно , при работе с искусственными материалами появляются элементы произ­вольнаго толкования фактов , не возникаюшие при непосредственном изучении горных пород. Р. Квапиль (Kvapil, 1963) тоже подчеркивает, что опыты с естественными горны­ми породами обладают сушественными преимушествами по сравнению с эксперимента­ми на искусственных материалах, и с ним, по-видимому, нет оснований не соглашаться .

Ставя задачу исследования некоторых вопросов структурной геологии и тектоники путем изучения деформации горных пород в обстановке высоких давлений и темпера­тур , необходимо бьmо прежде всего выяснить поведение различных разновидностей этих пород в условиях Меняюшейся термодинамической обстановки. В таком плане 1 12

следовало поставить в первую очередь опыты по сравнительному изучению различных типов горных пород. Начатые именно в этом плане работы затронули сперва наиболее типичную пару - кварцит и известняк, а затем серию пород, охватываюших наряду с ними серпентинит , оливинит и обсидиан. Полученные при этих опытах первые резуль­таты позволили спланировать дальнейшие исследования и наметить главнейшие задачи. Решение их в той или иной мере возможно при проведении экспериментов по деформа­ции горных пород, образуюших слоистые массы. Сперва бьmа выдвинута задача изуче­ния предлагаемым методом проблемы будинажа, затем вторжения ультраосновных ин­трузий в холодном состоянии, проблема дисгармоничиой складчатости в слоистых толшах, сложенных карбонатными и глинистыми породами, и , наконец, в связи с дис­гармонией в складчатости таких толш вопрос о переходе глины в аргиллит.

Так выгрядит та программа исследований, которая выполнена на первом этапе нача­тых исследований и которая предлагается сейчас вниманию читателя. Эти исследования проведены в лаборатории экспериментальной тектоники Института геологии и гео­физики Сибирского отделения Академии наук СССР авторами настояшей работы при участии ВЛ. Солнцева.

ОБЩИЙ ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ

Рождение современной научной геологии , опираюшейся на эволюционное учение , теснейшим образом связано с экспериментальными исследованиями. Уже в конце ХVПI столетия, вскоре после появления блестяших работ М.В. Ломоносова , предвосхи­тивших дальнейшее развитие геологии , были осушествлены первые геологические эксперименты. По времени они совпали с бурными столкновениями между нептунис­тами и плутонистами и в споре между ними сыграли важную роль . Опыты Дж. Холла по плавлению и последую шей кристаллизации из расплава базальта, предпринятые им впервые в 1 798 г . , окончательно решили спор в пользу плутонистов . Тогда же в ус­ловиях высоких температур и давлений им бьmи получены мрамороподобные зер­нистые массы и созданы первые модели складчатых гор. Таким образом, с самого на­чала определились главные направления экспериментальных исследований , связанные с изучением горных пород, минералов и геологических структур.

В первых тектонических экспериментах д. Холла в качестве материала , имитируюше­го слоистые толши пород, использовались куски различных тканей, слои которых рас­полагались под нагрузкой деревянной двери и подвергались боковому сжатию с по­мошью обыкновенных досок . Таким способом Дж. Холл стремился получить складки , напоминаюшие те , кторые он наблюдал в высоких скалах на берегу Бервикшайера в Англии. Позднее он использовал для таких опытов также и глину и создал машину, при помоши которой ряд гибких глиняных пластов можно сжать так, чтобы получить структурные формы, достаточно похожие на природные.

В XIX в . стремительно развивались главным образом минералого-петрографические эксперименты. Более полувека ПроlШ10 с ТОГО момента, как Дж. Холл провел свои опы­ты по те�тонике , прежде чем появились новые оригинальные исследования в этой об­ласти. В 1 878 г. А. Фавр получил складки в пласте гомогенной глины, расположенном на предварительно растянутом листе резины. Его методику использовал затем Г. lIIардт , моделировавший в 1 884 г. слоистые толши из глины И различных ее смесей с песком, а также Г. Каделл. Всеобший интерес вызвали опыты А. Добрэ (Daubree, 1 879) , в кото­рых он при менял листовое железо, свинец, воск , мъmо и другие материалы для вос­произведения складок, трешин и зеркал скольжения. В 1 888 г . Г. Каделл соорудил спе­циальный яшик , в котором слои глины и гипса сжимались в цеЛЯХ,изучения поведения разных типов слоев и выяснения происхождения надвигов .

В конце XIX столетия разнообразные эксперименты по тектонике были проведены Б. Виллисом (Willis , 1 893 ; рус. пер. 1934а) и Э. Рейером (Reyer, 1 892- 1 894) .

Б. Виллис привлек к эксперименту смеси, состоящие из гипса, воска и скипидара, обладающие различной пластичностью, и предприиял попьпку дать строгий анализ 8. Зак. 1 492 1 13

процесса образования складок и разрьшов Аппалачских гор на основе эксперимен­тального воспроизведения этих структур. Опыты осуществлялись в ящике длиной около 1 м и IШfриной 1 5 см, в котором искусственные слои нагружались сверху слоем дроби и подвергались сжатию специальными винтами. В итоге опытов Б . Виллис пришел к вьmоду о том, что следует различать компетентные, Т.е . достаточно плотные, слои, через которые передается давление, и некомпетентные, настолько пластичные, что они уступают давлению, увеличивая свою мощность. Такое разделение слоев на компетент­ные и некомпетентные приобрело IШfрокую известность и использовалось в дальнейшем в самых разнообразных работах по тектонике.

В опьпах Э. Рейера разнообразные искусственные материалы (глина, гипс, сахар, клей и др.) были привлечены для моделирования структур гравитационного ополза­ния, горстов, грабенов и др . , а также для экспериментального воспроизведения процесса внедрения интрузий и извержения вулканов .

Только в начале текущего столетия наметился существенный перелом в общем раз­витии тектонических экспериментов . Опьпы с искусственными материалами хотя и про­должались в том же плане, что и раньше (Paulcke , 1 9 1 2 ; Mead, 1920; link , 1927 , 1 929 ; и др .) , но при их выполнении все более строго стали учитьmать условия подобия в соот­ветствии с требованиями теории размерностей. Основы этой теории в приложении к эк­сперимеюальной тектонике рассмотрены впервые Г. Кенигсбергером и О. Моратом (Koenigsberger, Morath, 19 1 3) , а позднее М. Хаббертом (Hubbert, 1937) . Получившие широкую известность опыты Г. Клооса (Cloos, 1928а, 1 930а-Ь, 193 1 ) , Л. Неттлетона (Nettleton, 1934) и многих других исследователей проведены уже с учетом этих усло­вий. Сейчас эти эксперименты осуществляются в целях воспроизведения соляных куполов и других структур (Ли Сы-гуан, 1958; Dobrin, 1 941 ; Parker , McDowell, 1 95 5 ; и др.) , будинажа (Ramberg, 1955) , общих деформаций земной коры (Bucher, 1962) и т .д.

В Советском Союзе основы теории подобия в приложении к экспериментальной тектонике рассматривались БЛ. IIIнеерсоном (1 947) , Е'н. Люстихом ( 1 949) и весьма полно разобраны М.В. Гзовским ( 1 954а, 1958, 1 959, 1960а, б , 1963) . Результаты работ М.В. Гзовского широко используются многими исследователями (Лебедева, 1956, 1958, 1962а; Сычева-Михайлова, 1 958; и др.) . В целом исследования в области экспе­риментальной тектоники весьма энергично развиваются начиная с 4О-х годов под ру­ководством В.В. Белоусова ( 1947 , 1 949 и др.) и служат опорой для разработки ори­гинальных теорий происхождения тектонических структур. Моделированием этих стуктур в нашей стране занимались также А.А. БелицКий ( 1949) , Е.И. Черткова ( 1 950) , И.М. Кузнецова ( 1962) , Д.А. Казимиров , Г.А. Каледа, М.Э. Липская, Н.В. Лукина (1 964) и многие другие .

Принципиально новое в текущем столетии - развертывание работ по использованию в тектонических экспериментах главнейlШfX достижений современной техники высоких давлений и температур .

Эти работы имели двоякое значение . Во-первых, они позволил получить более стро­гие данные о физик о-механических свойствах горных пород и об изменении этих свойств в различных термодинамических обстановках, в связи с чем открьmись воз­можности для более строгого соблюдения требований теории подобия при тектоническом моделировании. Как известно, физик о-механические свойства горных пород при вы­соких давлениях и температурах изучены и сейчас еще очень слабо, а такое важное свойство, как вязкость горных пород, почти совсем неизвестно, хотя знание их совер­шенно необходимо для правильного моделирования в тектонике. Только с развитием техники высоких давлений появились перспективы для точного определения этих свойств.

Во-вторых, возможности тектонического эксперимента с применением новой техни­ки резко расширились, так как стало доступным непосредственное изучение процесса деформации горных пород, образующнх различные геологические структуры. Экспери­менты по деформации горных пород позволяют привлечь к анализу тектонических 1 1 4

проблем не только макро-, но и микроявления, связанные с преобразованием внут­реннего строения деформируемого материала. А это совершенно не учитывается в сов­ременных работах по тектоническому моделированию. Между тем для перехода от фе­номенологических теорий деформаций к физическим теориям изучать такие преобра­зования реальных горных пород совершенно необходимо. Только физические теорни могут открыть перспективы для точного описания процессов деформации количествен­ными методами и тем самым содействовать дальнейшему совершенствованию работ по тектоническому моделированию. Таким образом, развитие тектонического моде­лирования и вообще эксперимента в тектонике немыслимо без развития работ по экспе­риментальному изучению деформации горных пород и исследованию их физико-меха­нических свойств в различных термодинамических условиях.

По-видимому, наиболее ранние работы, посвященные вопросам изучения деформации горных пород, принадлежат Ф. Кику (Кick, 1 892) , который использовал метод матриц, подвергая продольному сжатию образец (мрамор , каменную соль и др.) вместе с тон­костенной трубко-матрицеЙ. Метод матриц бьm усовершенствован затем Ф. Адамсом

� Дж. Николъсоном (Adams, Nickolson, 190 1 ) , применившими толстостенные стальные пресс-формы, имевшие вид полых цилнндров С утолщениями на обоих концах. В экспе­риментах этих исследователей продольная нагрузка с помощью пуансонов приклады­валась только к образцу. Стенки матриц создавали боковое давление благодаря сопро­тивлению поперечной деформации образца . Адамс и его сотрудники испытали различ­ные породы: песчаник, мрамор, доломит, гранит и др. В мраморе они отметили упло­шение зереlI кальцита, появление сдвойникованных кристаллов и по трещинам катаклас­тическое дробление зерен. Бьmо установлено увеличение предела прочиости пород на сжатие в условиях высоких давлений и высказано предположение о том, что на глу­бинах СВЬШIе 1 7 км невозможно существование крупных полостей.

В 1 906 г. исследования свойств вещества в условиях высоких давлений и темпера­тур начал П. Бриджмен, продолжавший их более полувека. Он изучал сжимаемость миогих горных пород при давлении до 1 2 000 кг/ см2, поведение материалов при рас­тяжении в условиях высоких давлений (например, золенгофенского известняка при давлении 28 000 кг/см2 ) и т.д. Весьма интересные данные он получил в отношении влияния внешнего давления на полости в хрупких материалах, в том числе в кварце, кристаплы которого Бриджмен подвергал внешнему давлению до 1 7 500 кг/см2 • Такое давление не оказапо никакого влияния на полости с гладкими, хорощо отполирован­ными гранями (так назьmаемые отрицательные кристаллы) , такими же, как и наруж­ная поверхность обыкновенного кристалла. "Однако некоторые из этих кристаллов кварца имели полости неправильнОЙ формы. После воздействия внешнего давления эти полости иногда оказьmались заполненными тонким песком. Здесь в одном и том же опьпе разрушения не происходит, когда поверхность вполне совершенна, и разру­шение наблюдается, когда поверхность менее совершенна" (Бриджмен, 1955 , с. 1 83) . Эти же кристаллы Бриджмен осмотрел спустя 25 лет после эксперимента и обнаружил, что из углов некоторых полостей, имеющих полированные грани, по радиусам расхо­дятся мелкие трещины. "Это доказьmает, - писал Бриджмен, - что даже в случае крис­таллического кварца в областях высокой концентрации напряжений имеет место не­большая пластическая деформация, которая медленно выравнивается и в конце концов приводит к разрушению" (Там же, с. 1 85) .

Бриджмен изучал не только механические, но и миогие другие физические свойства материалов . Он, например , исследовал при больших давлениях теплопроводность ба­зальта, золенгофенского известняка, талька, катлинита и каменной соли. Все эти раз­нообразные исследования он проводил, опираясь на технические средства, основные принципы устройства которых им бьmи во многих случаях разработаны лично (напри­мер. принцип некомпенсированной площади И т.п.) .

В 19 1 1 г. Т. Карман (Каrmап, 19 1 1 ) осуществил эксперименты с образцами мрамора и песчаника, которые он испытьmал в условиях всестороннего давления жидкости при одновременном ордостороннем сжатии. Вскоре его сотрудник Р. Беккер (Boker, 19 1 5)

1 15

исследовал на растяжение мрамор в условиях всестороннего сжатия. Ими совместно бьmи построены, кроме того, диаграммы напряжение-деформация для мрамора, испы­танного на сжатие и растяжение.

В 1936 г. разнообразные исследования в области изучения поведения материалов в условиях высоких давлений и температур начал Д. Григгс (Griggs, 1936) . Он впервые применил весьма совершенные установки в ысокого давления, позволявшие с высокой степенью точности измерять напряжение, деформацию и температуру в изучаемом об­разце . Большинство опытов было в ьmолнено при всесторонних давлениях 5000 и 10 000 кг/см2 И при температурах от 25 до 8000 с. В этих исследованиях, помимо давле­ния, температуры и времени, учитывалось также влияние растворов на деформацию горных пород. Испытывались такие породы, как известняк, мрамор, доломит, песча­ник, ДУНИТ, глинистый сланец и др., а также некоторые минерацыI' в частности кварц и кальцит. В данных исследованиях широко использовались методы петроструктур­ного анализа горных пород.

В первые годы деятельности Д. Григгс и его сотрудники изучали преИМуШественио карбонатные породы (мраморы, известняки) и кварц. Для них по резуль�атам- ис� таний в обстановке различных давлений и температур бьmи построены кривые напря­жение-деформация. При опыrах выяснилось, что большое влияние на деформацию гор­ной породы оказьmает оболочка, окружающая образец и зашищающая его от проник но­вения жидкости в поры во время испытаний .

В конце 4О-х годов Д. Григгс с сотрудниками провели серию экспериментов по все­стороннему изучению деформации джульского мрамора. Бьmа исследована зависи­мость деформации от всестороннего сжатия, достигавшего 1 0 000 кг/см2 , от темпера­туры (до 5000 С) , от влажности и от ориентировки образца. Весьма тщательно исследо­вались процессы трансляции и двойникования кальцита, подвергшиеся наиболее полно­му анализу в работах Е. Кноп фа (К.nopf, 1 949) , Дж. Борга и Ф. Тернера (Borg, Turner , 1953) и др. Одновременно изyqалась деформация отдельных кристаллов кальцита (Turner et al. , 1954) .

Значение работ Д. Григгса и его сотрудников неоднократно отмечал ось в нашей стра­не (Воларович, 1 960; Розанов , 1 962; Байдюк, 1 963 ; Гзовский, 1963; и др .) . Поэтому следует ограничить дальнейшее изложение результатов этих исследований сравнительно недавно опубликованной большой монографией (Griggs, Handin , 1960) и более позд­ними статьями. В названной монографии в основном представлены материалы Симпо­зиума по деформации горных пород, состоявшегося в ClIIA в 1956 г. В ней приведены результаты испытаний при высоких давлениях и температурах различных горных по­род (перидотита, пироксенита, базальта, гранита, доломита, мрамора, известняка, пес­чаника) , а также монокристаллов кальцита и кварца. Джульский мрамор и золенгофен­ский известняк по-прежнему служили предметом детального изучения. В частности, мрамор был подвергнут кручению при температуре от 24 до 3000 С, всестороннем давле­нии от 1 000 до 2750 кг/см2 и ориентированном давлении до 1000 кг/см , а известняк испьпьmался на ползучесть при давлениях до 4000 бар и комнатной температуре. Бьmо обнаружено, что увеличение гидростатического давления уменьшает скорость ползу­чести. Проведенные опьпы позволили высказать предположение о том, что один из глаВ­ных механизмов ползучести известняка - образование в нем микротрешин.

Дальнейшие эксперименты с золенгофенским известняком бьmи связаны с изуче­нием условий перехода от хрупкого состояния к пластичному в зависимости от темпе­ратуры, в сестороннего сжатия и внутрипорового жидкостного давления. Испытания проводились на сжатие при температуре от 25 до 7000 с и давлении от 1 до 7500 бар. Сделан вьmод, в частности, о том, что внутрипоровое давление жидкости увеличивает глубину, на которой возможно образование разрывов . Интересные данные приведены в рассматриваемой монографии также и в отношении экспериментального воспроизве­дения будинажа в составных образцах. Заключительные главы работы посвяшены при­ложению результатов проведенных экспериментальных исследований и анализу меха­низма землетрясений. 1 1 6

В 1963 г. опубликована статья Д. Григгса (Griggs, 1963) , подводящая итог работам американских исследователей по изучению деформации горных пород за период 1961-1963 гг. Большим достижением Д. Григгс считает опыты Х. Херда (Heard, 1963) , экспе· риментально доказавшего применимость теории ползучести ЭЙ ринга к джульскому мрамору. Х. Херд проводил эксперименты при всестороннем давлении до 5 кбар и тем· пературе до 5000 с ; скорость деформации менялась от 0,4 до 3 · 10-8 c- 1 ; длительность самого быстрого опыта была 0,25 с, самого продолжительного - 35 дней. При всесто­роннем давлении 20 кбар и температуре 3000 С Н. Картеру (Carter et al. , 196 1 ) , Д. Крис­ти (Christie et al., 1 96 1 , 1962) и Д. Григгсу (Griggs et al. , 1963) удалось получить плас­тическую деформацию кварца. В связи с полученными новыми результатами исследо­ваний в области деформации горных пород Д. Григгс считает весьма важным примене­ние теории дислокаций к анализу процессов деформации.

Е. Хенсен и Дж. Борг (Нansen, Borg, 1962) при исследовании поля напряжений, су­ществовавшего в момент природной деформации, использовали известную зависи­мость междУ п етроструктурой карбонатов и деформирующим полем налряжений, а М. Фридман (Friedrnan, 1963) подтвердил возможность использования этой зависи­мости на примере экспериментально деформированного песчаника с карбонатным це­ментом.

Среди работ по изучению разрывов Д. Григгс отмечает статьи В. Брэйса и и. Уолша (Brace, Walsn, 1962) , непосредственно измеривших поверхностную энергию кварца и ортоклаза и получивших тем самым необходимые данные для контроля теорий хруп­кого разрьmа Гриффита. Дж. Кристи с соавторами (Christie et al., 1 964) ПОJS,aзали, что в единичном кристалле кварца при 30 кбар всестороннего давления и 250 С разрьm следует вдоль кристаллографических плоскостей. Таким образом, в кварце имеется переход от раковисто-хрупкого разрьmа при низких давлениях и температурах через разрыв по кристаллографическим плоскостям при в ысоком давлении к скольжению (slip) при в ысоких давлениях и умеренных температурах.

В работе Д. Григгса высоко оценены также теоретические исследования и экспери­менты по моделированию складок, выполненные М. Биотом и Г. Оде (Biot et al., 1961 ; Biot, Ode, 1962) . Эти исследователи проводнли опыты с вязкими, упруговязкими И

упругими материалами. Складчатые деформации бьmи получены также и в кристалли­ческих сланцах М . Патерсоном и л. Вейссом (Paterson, Weiss, 1962) .

Уже после обзорной статьи Григгса бьmа опубликована важная работа Ф. Риккера и К. Сайферта (Riecker, Seifert, 1964) , посвященная вопросам прочности на сдвиг мине­ралов , предположительно принадлежащих к верхней мантии Земли, - форстерита, энстатита, диопсида и лабрадора. Эксперименты проводились при температуре от 27 до зооО С, среднем давлении от 5 до 55 кбар и при скорости деформации от 1 до 10-3 c- 1 • Все эти минералы показали в ысокую прочность на сдвиг. При комнатной температуре вариации скорости деформации от 1 до 1 0-3 c-1 не оказали существенного влияния на прочность этих минералов на сдвиг. Не оказали влияния на прочность оливина также и колебания в содержании окислов в несколько процентов . Во всем диапазоне исполь­зованных давлений и скоростей отмечалось широкое развитие катаклаза в зернах ми­нералов даже в тех условиях, когда происходило внутризерновое течение. Статья Ф. Риккера и К. Сайферта является первой из серии, связанной с начатыми исследова­ниями по изучению прочности на сдвиг, внутреннего трения и вязкости горных пород в условиях высоких давлений и температур. Эти механические характеристики пород в настоящее время изучены совершенно недостаточно, хотя они весьма важны, как уже отмечалось, для тектонического моделирования и построения физических теорий де­формации горных пород.

К сожалению, огромные технические трудности, возникающие при изучении сдвиго­вых деформаций горных пород при высоких давлениях, заставили Ф. Риккера и К. Сай­ферта размальmать природные кристаллы и из полученного порошка с максима6\ьны­ми размерами частиц 3711 прессовать образцы для испытания.

В области изучения деформации горных пород и минералов в последние годы, таким 1 17

образом, достигнуты существенные успехи, хотя многие вопросы все еще остаются не­решенными, а проблема использования горных пород, как материала, позволяющего изучать процессы деформации слоистых тектонических структур в обстановке высо­ких давлений и температур, почти не подверглась разработке .

Попытки осуществить такие опыты, которые в какой-то мере помогли бы решению этой проблемы, были предприняты в Австралии (Paterson, Weiss, 1962) и в Чехослова­кии (КуарП, 1963) , но они представляют собой лишь начальные шаги на этом пути.

В нашей стране эксперименты, связанные с изучением деформации горных пород при высоких давлениях и температурах, проводились в 40-х годах в Геологическом институте Академии наук СССР (Косыгин и др ., 1 949; lIIадлун, Розанов, 1949; Роза­нов и др . , 1950) , а затем бьmи продолжены в Институте геологии рудных'месторож­дений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) Академии наук СССР.

Более ранние исследования бьmи посвящены вопросам пластической деформации кварца (Цинзерлинг, lIIубников, 1933) и общему изучению поведения отдельных крис­таллов и мономинеральных агрегатов в условиях высоких давлений и температур (Юшко, 1940) .

Итоги исследований, проведенных в Геологическом институте и ИГЕМе АН СССР за период с 1 948 по 1 962 г . , бьmи представлены Ю.А. Розановым ( 1 962) . В его работе описаны опыты, осуществленные им лично, а также совместно с И.В. Гинзбург, И.С. Делициным, Ю.А. Косыгиным, и.в. Лучицким и т.н. lIIадлун. Первый экспери­мент, проведенный совместно с Ю.А. Косыгиным и И .В. Лучицким, бьm вьmолнен в камере сжатия типа прибора Треска-Бюргера, а в дальнейшем опьгrы проводились по методике Адамса. Часть экспериментов в ьmолнялась при температуре до 2000 С , причем обогрев бьm внешним и создавался пропусканием электрического тока через спираль , намотанную на пресс-форму. Ориентированное давление на образец достигало 14 500 кг/см2 , всестороннее - 3 1 00 кг/,см2 •

В экспериментах с карбонатными породами изучались пластическая деформация мрамора и проникновение паров сплава Вуда в зоны пластического течения породы. Испьгrание гранита позволило расположить его минералы в следующий ряд по степени увеличения пластичности : кварц - полевой шпат - згирин - арфведсонит - биотит. Для сульфидных руд бьm установлен свой ряд увеличения пластичности минералов : кварц - блеклая руда - пирит - сфалерит - халькопирит. Относительная пластич­ность (деформируемость) бьmа изучена также для карбонатных пород месторожде­ния Акташ, эффузивов Восточного Карамазара, а также для интрузивных и эффузив­HbIX пород Чаткальского хребта.

Разнообразные исследования физических свойств fOPHbIX пород при высоких дав­лениях с обшегеологической точки зрения проводятся в Институте физики Земли АН СССР под руководством МЛ. Воларовича; среди механических свойств изучаются преимущественно упругие и прочностные свойства (работы МЛ. Воларовича, Е.И. Ба­юк , д.Б . Балашова, А.И. Левыкина, В .А. Павлоградского, Э.И. Пархоменко, З.И. Ста­ховской и И.С. ТомашевскоЙ) . Аналогичные исследования ведутся также в Институте геологии и разработки горючих ископаемых (Л.А. lIIрейнер, Б .В. Байдюк, н.н. Павло­ва, ОЛ. Петрова, ВЛ. Якушев и др.) , во Всесоюзном научно-исследовательском марк­шейдерском институте (Б.В. Матвеев , АЯ. Ставрогин и др.) и в Институте горного дела АН СССР (В.С. Вобликов, Е.И. Ильницкая, В.И. Карпова и другие под руководст­вом М.М. Протодьяконов а) .

В 1963 г . бьmа опубликована работа Б .В . Байдюка, в которой он по мировым лите­ратурным данным систематизировал методы изучения fOPHbIX пород при высоких дав­лениях, проанализировал основу устройства главных типов установок высокого дав­ления и дал сводку OCHOBHbIX результатов опьгrов по лабораторному изучению дефор­мируемости fOPHbIX пород в условиях всестороннего сжатия и повышенных темпе­ратур. В сводку вошли сведения о мраморах, известняках, доломитах, каменной со­ли, ангидритах, глинистых породах, песчаниках, алевролитах и некоторых силикатных породах. 1 18

В 1964 г. вьШIел сборник статей по вопросам изучения механических свойств горных пород в условиях высоких давлений и температур, в ыпущенный Институтом геологии и разработки горючих ископаемых (Экспериментальные исследования . .. , 1964) . В итоге проведенных в этом институте работ получены весьма интересные данные о деформа· ционных свойствах мрамора, известняка, доломита, ангидрита и песчаника при всесто· ронних давлениях до 2200 кг/см2 и скорости приложения ориентированной нагрузки к образцу от 500 до 0,1 5 кг/см2

• с. Было установлено, что в результате пластической деформации происходит значительное увеличение объема образца, достигающее 20%. При высокой скорости приложения нагрузки отмечалось увеличение предела текучести по сравнению с медленным приложением нагрузки, но при быстром нагружении коэф­фициент деформационного упрочнення бьm меньшим, чем при медленном. Этот факт противоречит тому, что известно в отношении металлов , пластиков и других материа­лов при медленных нагружениях. ПО мнению Б.В. Байдюка, Л.А. Шрейнера и Л.И. Ла­гун ( 1964) , проводивших соответствующие опыты, это явление можно объяснить осо­бым механизмом пластической деформации горных пород при низких величинах всесто­роннего сжатия; особенность деформации заключается в том, что она подчиняется за­конам сухого трения. Этот вьшод очень важен, так как он заставляет с большой осто­рожностью относиться к механическому перенесению законов деформации металлов и других подобных материалов на деформацию горных пород.

Весьма важные эксперименты по пластической деформации кварца были проведены И .С. Делициным, л.д. ЛеВШJЩем. В .К Марковым, в .п . Петровым и ю.н. Рябининым ( 1964) . Давления в этих опьпах достигали 1 35 кбар. а температура - 1 500 ± 75°С.

В общем обзоре литературы наибольший интерес в плане настоящей работы вызы­вают исследования, связанные с экспериментальным изучением слоистых масс горных пород, в ьmолненные Д. Григсом и И. Хэндиным (Griggs, Нandin, 1960) , И.В. Лучиц­ким, в.и. Громиным и др. ( 1962, 1963, 1964) , М. Патерсоном и Л. Вейссом (Paterson, Weiss, 1962) , а также Р. Квапилем (КуарН, 1963) .

Во всех этих опьпах испытьmались слоистые образцы, состоящие из естественных горных пород, а не из искусственных материалов. Отдельные слои в экспериментах в одних случаях бьmи представлены различными горными породами (опыты Григгса и Хэндина, Лучицкого, Громина и др.) , а в других они имели характер МDJlЮЛИТОВ, разобщенных поверхностями раздела, принадлежащими к плоскостям сланцеватости (опьпы Патерсона и Вейсса) .

Прообразом этих экспериментов явились опыты Ю.А. Косыгина, И.В. Лучицкого и Ю.А. Розанова ( 1 949) , в которых испьпьwались цилиндрические образцы гипса диамет­ром 1 5 мм. Весьма совершенная спайность гипса позволяла рассматривать изучаемый образец как слоистый, состоящий из одинаковых по составу слоев , расчлененных сис­темой взаимно параллельных поверхностей раздела. Испытания проводились в сталь­ной пресс-форме, в которой достигал ось максимальное ориентированное давление 14 27 5 кг/см2 • Проведенные эксперименты позволили выяснить прежде всего последо­вательность образования различных трещин и установить несостоятельность гипотезы Беккера, опирающейся на представления о чистом сдвиге.

В работе д. Григгса и И. Хэндииа (Griggs, Handin, 1960) процесс образования трещин, сбросов и пластических деформаций рассмотрен на образцах горных пород. Эти ис­CJ.Iедователи пришпи к в ьшоду, что для всех горных пород и минералов , деформируе­мых при в ысоких давлениях и температурах, могут быть вьщелены три типа дефор­маций: трещины растяжения, сбросы и однородное течение.

Трещины растяжения характеризуются как разрьmы, параллельные максимальному сжимающему напряжеНИIQ, лишенные смещений вдоль их поверхности и сопровождаю­щиеся высвобождением скрытой упругой энергии. Такие трещины типичны только для жесткого режима.

Сброс - это локализованное смещение, параллельное более или менее плоской по­верхности довольно высокого скальmающего напряжения. Сбросы характерны для щирокой зоны режима, переходного от жесткого к пластичному.

1 19·

Наконец, однородное течение представляет макроскопически однородную дефор­мацию. Существуют, по Д. Григгсу и И. Хэндину, три основных механизма течения : катаклаз, вызьmающий разрушение зерен и межзерновую пригонку; внутризерновое скольжение и двойникование ; перекристаллизация в результате местного плавления или воздействия растворов. Однородное течение происходит при пластическом режиме. Предполагается, что все горные породы и минералы по мере повышения давления или температуры могут переходить от жесткого к пластическому режиму.

В подтверждение В�Iсказанных положений Д. Григгс и И. Хэндин предприняли экспе­римент по воспроизведению будинажа. Изученные ими образцы имели цилиндрическую форму; внутренний цилиндр из сравнительно жесткого (компетентного) материала вставлялся в полный цилиндр из сравнительно пластичного (не компетентного) материала, и весь образец подвергался растяжению параллельно оси цилиндра при всестороннем давлении до 5 кбар и при температуре, менявшейся от комнатной до 8000 С. Были испы­таны образцы кварцита, доломита и стекла. В процессе опытов возникали искусствен­ные будины.

Эксперименты с этими своеобразными слоистыми образцами. подтвердили существо­вание всех трех типов деформации горных пород. Б ыло отмечено, что поведение мра­мора пр'и 8000 С весьма сходно с тем, которое типично для галита при комнатной темпе­ратуре в тех же условиях. Деформационные свойства кварцита мало менялись в диапа­зоне от 25 до 8000 С. В обоих случаях кварцит оставался жестким.

Опыты М. Патерсона и Л. Вейсса (Paterson, Weiss, 1962) со слоистыми образцами преследовал и другие цели. Они решили воспроизвести в лабораторных условиях склад­чатые структуры. Для испытаний были взяты сильно рассланцованный филлит и слю­дистый сланец. Плоскости сланцеватости служили поверхностями раздела слоев. Филлит состоял в основном иэ хлорита и серицита, слюдистый сланец - из мусковита и биотита. В обеих породах содержались и зерна кварца.

Цилиндрические образцы диаметром 7 мм и высотой от 1 О до 20 мм вырезались под углами О, 10, 25 и 4� к сланцеватости. Образцы обычно упаковывались в латунные или медные, в некоторых случаях в резиновые оболочки. Испытания осуществлялись при всесторонием давлении 5000 кг/см2 при комнатной температуре. В образцах, деформированных в латунных или медных оболочках, возникали полосы складок изгиба (king fording). При этом если направление ориентированного сжатия было парал­лельным плоскостям сланцеватости, то наблюдались две системы таких полос, накло­HeHHbrx под углом приблизительно 500 к направлению укорочения образца. В образцах, выIезанныыx под углами 25 и 450 к сланцеватости, возникала лишь одна система таких полос. Складки изгиба были асимметричными, их осевые плоскости наклонены по отношению к оси образца. В образцах с двумя системами полос возникали, кроме того, и симметричные складки, тесно сжатые с осевыми плоскостями, перпендикулярными оси образца. Эти складки располагались в местах пересечения полос складок изгиба.

Помимо мелких складок, возникали явления скольжения слоев по плоскостям сланцеватости. В образцах, вырезанных под углом 450 к СJ1анцеватости и деформиро­ванных в резиновых оболочках, складки не возникали и происходило лишь скольжение по плоскостям сланцеватости.

Складки, полученные М. Патерсоном и Л. Вейссом, очень похожи на те, которые широко распространены в' толщах метаморфических сланцев. Поэтому авторы выска­зывают надежДу на то, что их эксперименты помогут раскрыть механизм образования естественных складок, наблюдаемьrx в природе.

Существенно с иных позиций к экспериментам со слоистыми массами rOPHbrx пород подошел Р. Квапиль CКvapil, 1 963) . Он считает, что недостаточность наших знаний о механических свойствах rOPHbrx пород обусловливает необходимость прямого исполь­зования горных пород, а не их заменителей в опытах по моделированию геологических структур. Р. Квапиль предполагает, кроме того, что на образцах естественных rOpHbrx пород в условиях высоких давлений и температур можно экспериментально изучать не. только макро-, но и микроскопические проявления тектонических процессов. 120

В проведенных Р. Квапилем эксперимеlПах отдельные слои в исследованн.ых образ­цах представлены главным образом каменной солью, реже ангидритом, сильвннитом, глинистыми сланцами, углями и глинами. В образцах создавал ось сложное напряжен­ное состояние, под действием которого в них были получены микросбросы и микро­диапировые структуры·. К сожалению, автор не привел почти никаких данных о приме­ненной аппаратуре, о форме и размере образцов, способе их упаковки, времени экспе­римента, величинах напряжений, создаваемых в образцах, и т.Д. Поэтому очень трудно детально обсуждать результаты опытов Р. Квапиля. В целом же опыты имеют много сходства с теми экспериментами, которые осуществлялись в течение ряда лет в Инсти­туте геологии и геофизики СО АН СССР.

Этим, по-видимому, исчерпываются сведения об исследованиях, имеющих непосред­ственное отношение к рассматриваемой проблеме использования горных пород в ка­честве модельного материала, позволяющего решать те или иные задачи структурной геологии и геотектоники.

МEfОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В настоящее время большинство экспериментов, направленных на изучение деформа­ций горных пород в обстановке, соответствующей большим глубинам Земли, проводит­ся по однотипной схеме. В условиях высокого всестороннего давления к торцам образ­ца прикладывается ориентированная сжимающая или растягивающая нагрузка. Пред­принимаются также попытки испытывать образцы по более сложной схеме, при которой все три компонента напряжений не равны между собой (Протодьяконов и др., 1 963) , но такого рода опыты не получили пока еще широкого распространения.

Принято считать, что при испытаниях по общепринятой схеме условия нагружения образца достаточно хорошо соответствуют обычному напряженному состоянию в от­дельных блоках горных пород внутри земной коры. В целях приближения условий испытания к естественной обстановке деформаций горных пород в глубинных зонах Земли образец, как правило, нагревается специальными приспособлениями до темпе­ратур, более или менее строго соответствующих тем, которые характерны, по совре­менным представлениям, для термического режима внутренних частей Земли. На этих общих принципах OCHOB�Ы и первые приборы Ф. Адамса, Т. Кармана и современные установки д. Григгса, М . Патерсона и других исследователей, а также установки, ис­пользуемые советскими исследователями (Байдюк, 1 963) .

Опыты, проведенные в лаборатории экспериментальной тектоники Института геологии и геофизики Сибирского отделения Академии наук СССР, опирались на использование методики Адамса-Никольсона, которую, с некоторыми усовершенствованиями, успеш­но применяют в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (Розанов, 1 962) и в Институте геологии и разработки горючих ископаемых (Павлова и др., 1 964) .

Суть метода Адамса-Никольсона заключается в следующем. Прибор высокого давле­ния (матрица или пресс-форма) изготавливается из стали в виде полого цилиндра с утолщениями стенок на обоих концах. Испытываемый образец, имеющий также цилинд­рическую форму, по диаметру строго соответствующую диаметру прибора, помещается внутри матрицы. Высота образца значительно меньше высоты матрицы.

Затем с обоих торцов в прибор вставляют вплоть до соприкосновения с образцом стальные поршни (пуансоны) и матрицу помещают между плитами пресса. Усилие от пресса через пуансоны передается образцу. При значительной величине усилия образец деформируется и давит на стенки матрицы, которые препятствуют деформации и тем самым создают всестороннее сжатие образца.

Образцы подготавливались к эксперименту следующим образом. Из куска горной

• В настоящей кНиге не удалось воспроизвести часть фОТОl1>афий из-за низкого их качества в изда­нии 1967 г. - Примеч. ред.

121

породы на сверлильном станке, снабженном специальным автоматическим устройством, выбуривались цилиндрические образцы, которые затем алмазной пилой разрезались на таблетки высотой 3, 7 и 10,5 мм. Эти таблетки тщательно пришлифовывались, и параллельность ограничивающих снизу и сверху поверхностей, а также размеры табле­ток внимательно проверялись. Таблетки склеивали канадским бальзамом в один общий цилиндр в такой последовательности (в мм) : 7-З-3-3�7 или 10,5-3-3-3- 10,5. Таким образом получались образцы высотой 23 мм (они использовались в первых опытах) и 30 мм. Полученные слоистые образцы подвергались дополнительной пришли­фовке. Диаметр образцов во всех случаях равнялся 1 5 мм.

Матрицы для испытания образцов вытачивались в виде полых цилиндров с внутренним диаметром 1 8 мм и с утолщениями на концах. Первые опыты проводились в матрицах из стали У-8, которая в силу своих механических свойств не позволяла нагревать образ­цы при высоких давлениях до температуры, превышающей 200-2500 с. В последующих опытах использовались матрицы из жаропрочной стали ЭИ-437А, которая сохраняет достаточную для экспериментов прочность при температуре до 500° с. Пуансоны изго­тавливались из закаленной стали и притирались по диаметру матрицы. Весьма тщатель­но проверялась пар алл ельн ость торцов пуансонов и перпендикулярность торцов к образующей цилиндрической поверхности пуансонов.

Как известно, методика Адамса-Никольсона имеет определенные недостатки, главный из них - невозможность количественного определения отношения между напряжениями и деформациями в образце. Этот недостаток возникает из-за сложного неоднородного напряженного состояния образца вследствие практически не поддающихся строгому уч((ту сил трения междУ образцом, пресс-формой и пуансоном. Для уменьшения сил трения в Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (Розанов, 1962) была разработана методика заполнения пространства между образцом, стенками камеры и пуансонами сплавом Вуда, игравшим роль смазки. Эта же методика использовалась в Институте геологии и разработки горючих ископаемых (Павлова и др., 1964) .

Пр именение сплава Вуда требует нагревания образца в момент упаковки дО 100°С , но такое нагревание недопустимо для образцов, слои которых скреплены тончайшей пленкой канадского бальзама. В связи с этим взамен сплава Вуда пришлось подыски­вать иные материалы. В конце концов выбор пал на пирофиллит, позволяющий упако­вывать образец при обычной температуре, без нагрева. Для каждого образца в соот­ветствии с его размерами вытачивался полый пирофиллитовый цилиндр, внутренний диаметр которего был несколько больше диаметра образца, а наружный - несколько меньше диаметра отверстия матрицы. Толщина стенки цилиндра равнялась 1 , 5 мм. Наружная поверхность каждого пирофиллитового цилиндра тщательно притиралась по диаметру матрицы, а затем цилиндр вставлялся в нее. После этого внутренняя поверх­ность пирофиллитового цилиндра тщательно притиралась к образцу, обернутому медной фольгой, имеющей толщину 0,02 мм. По окончании притирки образец в оболочке из фольги под слабым нажимом вдавливался внутрь пирофиллитового цилиндра. Так как уже при сравнительно небольших давлениях пирофиллит приобретает высокую пластич­ность, примененная упаковка обеспечивала отсутствие зазоров между образцом и стен­кой матрицы.

Важное значение принятого способа упаковки заключается в том, что она, помимо уменьшения сил трения между образцом и матрицей, позволяет устанавливать относи­тельную компетентность испытываемых горных пород. Благодаря высокой пластич­ности пирофиллита таблетки горных пород, из которых состоит образец, под действием ориентированного давления выжимаются в пирофиллитовую упаковку. При этом с большей интенсивностью выдавливается порода менее компетентная, что позволяет оценивать сравнительную компетентность изучаемых пород по их взаимоотношениям с пирофиллитом упаковочного цилиндра.

По окончании упаковки матрица вместе с образцом и пуансонами помещалась внутрь нагревательного элемента. Нагрев, таким образом, был внешним. Нагревательный 1 22

Рис. 1. Схема камеры высокого давления 1 - образец ; 2 - nирофиллит; 3 - пуансон; 4 -

матрица; 5 - нагревательная спираль; 6 - шамот; 7 - асбестовая шайба

Рис. 2. Схема тарировки матрицы по гидростати­ческому давлению

1 - матрица; 2 - нагрев ательный элемент;- 3 -

венnmь; 4 - пресс; 5 - манометр

элемент представлял собой полый шамотовый цилиндр со спиральным желобом по всей внутренней поверхности. В желоб была вложена нагревательная спираль из жаро­прочного сплава. Отверстия в шамотовом цилиндре сверху и снизу закрывались асбесто­выми шайбами. Следовательно, снаружи нагревательного элемента располагались толь­ко пуансоны (рис. 1 ) . Такая конструкция нагревательного элемента позволяла исполь­зовать его многократно.

Печь вместе с матрицей внутри нее помещали между плитами 220-тонного пресса. у силие от пресса через пуансоны передавалось через образец и создавало ориентирован­ное давление (Рор ) ' Вследствие реакции стенок матрицы возникало всестороннее сжатие (Рв с) '

Продольная деформация образцов и давление в камере пресса с точностью ± 1 атм определялись с помощью тензодатчиков, а температура образца - с помощью термо­пары. Показатели синхронно записывались на электронном автоматическом потенцио­метре. Продольная деформация дополнительно измерялась с помощью индикатора часового типа с ценой деления 0,01 мм, а давление в прессе для контроля показания тензодатчиков измерялось манометром с точностью ± 1 атм. Ориентрованное давление рассчитывалось с учетом давления в прессе, площадей поршня пресса и пуансонов матРицы, а также с учетом сил трения в прессе. ВелИчины всестороннего давления рассчитывались по формуле А.А. Ильюшина и В.С. Ленского (1 959)

Р = 2 atl-ifЗ- · ln (Ь/а) , где ат - предел прочности материала матрицы при растяжении; Ь и а - соответственно наружный и внутренний диаметры рабочей части матрицы.

1 23

Возможность использования этой формулы в экспериментах, опирающихся на мето­дику Адамса-Никольсона, была показана Ю.А. Розановым ( 1 962) , а также н.н. Павло­вой, ВЛ. Савостьяновым и ГЛ. Маркачевой (1 964) .

Проведенные нами выборочные испытания эталонных матриц с различной толщиной стенок согласуются с выводами этих исследователей. Матрицы-эталоны заполнялись машинным маслом, и в них создавалось высокое гидростатическое давление. Оно из­мерялось манометром, рассчитанным до 10 000 кг/см2 (рис. 2) . Расхождение экспе­риментальных данных с формулой А.А. Ильюшина и В.С. Ленского не превышало 10%.

Длительность большинства опытов изменялась от 2 до 9 ч при температурах 230 и 5000 С. Некоторые эксперименты продолжались 2 сут. Величины ориентированного давления для различных образцов менялись от 3 500 до 20 000 кг/см2 • Наибольшее всестороннее давление достигало 6000 кг/см2 .

. \

После испытания матрица стачивалась на токарном станке, причем пирофиллитовая оболочка хорошо предохраняла образец от случайного разрушения резцом. Из образцов изготавливались ориентированные прозрачные шлифы и аншлифы, которые подверга­лись тщательному изучению.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ВОСПРОИЗВЕДЕНИЕ CfPYКТYPbI БУДИНАЖА

Структуры будинажа широко распространены в природных слоистых толщах, и их описанию посвящена разнообразная литература (Белоусов, 1949; 1 96 1..;.. Белоусов, Гзовский, 1 964; Сорский, 1952; Гуревич, 1954; Ажгирей, 1 956; Рамберг, 1957; Судо­виков, 1957; Тохтуев, 1957; Делицын, 1958; Заридзе, Казахашвили, 1960; Ситтер, 1960; Griggs, Handin, 1960; Lahee, 1 96 1 ; и др.) .

Главную особенность такого рода структур представляет разделение какого-либо геологического тела на систему блоков, в сеченин имеющих вид будин ("колбасок") , валиков или обладающих более сложными очертаниями, соединенных перемычками С'шейками") или удаленных друг от друга на некоторое, сравнительно небольшое расстояние, не лишающее это тело признаков оБЩНQСТИ строения. Размеры таких бло­ков весьма разнообразны. Большинство исследователей указывают толщину (мощ­ность) будин от долей сантиметра до десятков метров. Так, Г. Рамберг наблюдал разде­ление кальцитовых жил в Норвегии на будины мощностью 1 см и диабазовых даек в Гренландии на будины мощностью до 20 см. Н.Г. Судовиков (1 957) описывал буди­ны гнейсов и амфиболитов на Алдане с размерами в пределах первого десятка метров. А.А. Сорский ( 1 952) указал мощность будин габбро-амфиболитовых даек и других тел в пределах от 1 5-20 см до 2-3 м. А.Р. Арутюнян ( 1962) сравнительно недавно описал в Армении будины кварцевых жил мощностью 0,5 см и мрамора до 25 м.

Форма будин в сечении, наблюдаемом в естественных обнажен иях, так же изменчива, как и размеры. Встречаются будины почти правильные, прямоугольные или трапецеи­дальные, а также линзовидные или более сложной морфологии. Объемная форма бу­дин изучена недостаточно, и соответствующие литературные сведения весьма немного­численны. Г. Рамберг, например, для некоторых районов указывает будины, имеющие вид грубо изометричных параллелепипедов и длинных брусчатых тел.

Будинаж наблюдается в разнообразных толщах горных пород. В Карелии, по данным А.А. Сорского (1 952) , широко распространены будины основных пород среди гнейсов и будины кварцевых и пегматитовых жил в гнейсах и сланцах. В Норвегии и Гренландии Г . Рамберг ( 1 957) описывал будины амфиболитов, горнблендитов, диопсидовых скар­нов и пироксенитов среди гнейсов и слюдистых сланцев и будины известняков, песча­ников и грубых конгломератов в сланцевых толщах. Аналогичные породы отмечаются в будинах и другими исследователями.

Нередко структуры будинажа контролируют пространственное размещение жильных тел, содержащих различные полезные ископаемые, поэтому в целом проблема будинажа

124

привлекает внимание не только с теоретической, но и с практической точки зрения. В связи с этим естественно, что происхождение будинажа рассматривалось многими.

Э. Клоос (C100s, 1 947) и С. Вегманн (Wegmann, 1 932) предполагали, например, что будина возникает в слоистой толще, состоящей из пород различной компетентности и подвергаемой растяжению вдоль напластования. В то же время Т. Квирке (Quirke, 1928) придерживался совсем других взглядов и считал, что будины образуются при сжатии вдоль слоистости.

В обстановке столь противоречивых взглядов экспериментальное исследование структур будинажа представляет собой, по-видимому, важнейший путь решения этой проблемы и открывает перспективу для дальнейшего углубленного изучения процесса образования будин.

Результаты соответствующих опытов по экспериментальному воспроизведению будинажа впервые были опубликованы в.в. Б елоусовым совместнО с его сотрудниками ( 1949) по данным Е.И. Чертковой, осуществившей Опыты на эквивалентных материа­лах. В этих экспериментах приготавливались трехслойные образцы, которые состояли из застывшего петролатума, существенно не отличавшегося в различных слоях. Мощ­ности отдельных слоев равнялись 20, 1 5 и 1 5 мм, длина образца составляла 1 10 мм, а ширина - 55 мм. В направлении, перпендикулярном слоистости, образец подвергался сжатию двумя досками. В процессе сжатия общая толщина образца уменьшилась до 27 мм, а длина увеличилась до 195 мм. В итоге этого весьма упрощенного эксперимента выяснилось, что в нижнем и верхнем слоях петролатума возникли пережимы и раздувы, напоминающие те, которые типичны для структур будинажа. В среднем же слое пере­жимы почти полностью отсутствовали. В испытанном таким образом трехслойном образце возникли, кроме того, наклонные к напластованию поверхности срезывания, которые разделили его на призмы. Все это позволило предполагать, что образование будин вызвано концентрацией напряжений близ узких оснований призм, где, по мнению авторов названной выше статьи (Белоусов и др., 1949) , собственно, и образуются пережимы слоев.

К сожалению, в этих опытах совершенно не учитывались значительные силы трения между досками, передающими давление, и прилегающими к ним слоями петролатума. Между тем именно эти слои сыграли, очевидно, главную роль в появлении наиболее четких структур будинажа в нижнем и верхнем слоях образца. В нем все три слоя практически не различались по своей компетентности.

Несмотря на свою простоту, этот эксперимент наглядно показал возможность образо­вания будин в слоистой толще при сжатии ее перпендикулярно слоистости. При таком направлении сжатия параллельно слоистости происходит растяжение.

Аналогичный опыт проведен также А.А. Сорским ( 1 952) , использовавшиМ другие материалы. В его опытах слой парафина помещался между слоями пушечного масла. Суммарная мощность слоев пушечного масла в одном из опытов составила 2,5 см, ТО.'1щина парафиновой прослойки 0, 1 -0,3 см, длина образца 17 см. Образец поме­ЩаЛСЯ в деревянный коробчатый желоб и подвергался сжатию перпендикулярно слоистости в течение 30 мин. Деформация парафина выразилась в разламьmании тонко· го пласта и растаскивании его вдоль плоскости напластования. Пространство между обломками заполнялось пушечным маслом. Полученная при этих опытах общая карти­на деформации весьма напоминала структуру будинажа, наблюдаемую в природной обстановке.

Широко известны разнообразные работы по экспериментальному воспроизведению будинажа, выполненные в 1 955 г. Г. Рамбергом ( 1 95 7) . В его опытах некомпетентные породы были представлены замазкой, а компетентные - глиной, пластилином, масти­кой и другими материалами. Слой компетентного материала толщиной 1 мм помещал­ся между двумя некомпетентными слоями, имеющими толщину 1-2 см. Полученные таким образом трехслойные образцы сжимались перпендикулярно слоистости .двумя жесткими пластинами. В процессе опытов более "хрупкие" компетентные слои масти­ки образовывали сравнительно остроугольные будины, тогда как более пластинчатые

1 25

материалы (пластилин и др.) , из которых бьmи изготовлены компетентные слои, давали линзовидные и четковидные будины. В некоторых образцах между будинами возникали полости, подобные тем, которые в природных условиях заполняются жильными телами. По мнению Г. Рамберга, эти полости, возникающие в области низких давлений, могут в естественной обстановке способствовать образованию зон, благоприятных для кри­сталлизации метасоматических минералов.

В целом опыты Г. Рамберга вновь подтвердили возможность образования будинажа в слоистых толщах в результате сжатия перпенДИкулярно слоистости в условиях, при которых имеется возможность удлинения (растяжения) слоя параллельно напласто­ванию.

В опытах Е.И. Чертковой, А.А. Сорского и Г. Рамберга бьmи использованы только эквивалентные материалы.

Горные породы к экспериментальному воспроизведению будинажа впервые были привлечены сравнительно недавно Д. Григгсом и И. Хэндиным (Griggs, Handin, 1 960). В их опытах использовались галит, мрамор, кварцит и доломит. В камере высокого давления образцы сжимались перпенДИкулярно слоистости и могли удлиняться (растя­гиваться) параллельно напластованию. В процессе в ыполнения экспериментов кварци­товый стержень, заключенный в единичный кристалл галита при обычной температу­ре и напряжениях аl � 5000 кг/см2 И аз � 1 200 кг/см2 , бьm разбит на блоки, весьма сходные с прямоугольными будинами природных объектов. При замене кварцита доломитом возникали доломитовые будины весьма типичной форМы - "колбаски", представляющие классический тип структур будинажа, впервые описанный автором термина "будинаж" М. Лоэстом (Lohest, 1 909). Различные формы буди н бьmи получены также и в образцах из доломита и мрамора. Во всех этих оПытах роль компетентного материала играли кварцит и доломит, некомпетентного - галит и мрамор.

Опыты Д. Триггса и И. Хэндина бьmи оригинальны не только по применению естест­венных горных пород к изучению явлений будинажа, но также и по спосОбу изготовле­ния образцов, подвергавlШtхся изучению. В отличне от предшественников Григгс и Хэндин подготавливали к опыту не пластины, предстаВЛЯВlШtе собой отдельн lе слои, а цилиндры; один из таких цилиндров бьm полым, а второй имел вид цилиндрического стержня, вставленного ВНУТРI> первого цилиндра. При таком способе изг(' roвления образцов их сходство с природными объектами оказывалось значительно меныIш •• чем у образцов, изученных Е.И. Чертковой, А.А. Сорским и Г. Рамбергом. К тому же в опытах Д. Григгса и И. Хэндина в компетентном слое возникала лишь одна "шейка" растяжения. Поэтому появились лишь две будины, тогда как в экспериментах с экви­валентными материалами будин бьmо больше.

В целях приближения экспериментальной обстановки к естественным условиям и сохранения типичного облика будинированного слоистого блока исследование структу­ры будинажа на образцах, составленных из горных пород, проводилось авторами на­стоящей работы следующим образом. Прежде всего в отличие от Д. Григгса и И. Хэнди­на отдельные слои изготавливали не в виде стержней, а в форме круглых плоских таблеток, у которых диаметр значительно превышал толщину (в отношении 5 : 1 ) . Кроме того, образец бьm не трехслойным, как в работах других исследователей, а состоял из пяти слоев . Способ подготовки образца к эксперименту изложен в разделе "Методика исследований" и не нуждается в дополнительных разъяснениях. Два наруж­ных слоя образца имели толщину 7 и 1 0,5 мм_ Они прилегали непосредственно к пуан­сонам, передающим давление на образец, поэтому в центральных трех слоях, обладаю­щих толщиной около 3 мм, возникало сравнительно однородное напряженное состояние. В центральной части образца почти не сказывались силы трения между пуан­сонами и торцами образца.

Для экспериментов использовались горные породы, полученные в Геологическом музее Академии наук СССР по заказу Института геологии и геофизики Сибирского отделения АН СССР. Эти породы отличались следующими особенностями состава и строения. 126

К в а р Ц и т (Карелия) имел розовую окраску и равномернозернистое строение с размером изометрических, зубчатосцепленных между собой кварцевых зерен около 0, 1 5 мм. Зерна кварца волнисто угасали. Порода была лишена видимых трещин и содержала незначительную примесь чешуек серицита. В единичных опытах использован также кварцит с Алтая, содержащий до 5% чешуек гематита.

О б с и д и а н (Армения) имел обычный вид и был окрашен в черный цвет. Флюи­дальное строение породы обусловливалось линейным расположением тончайших кри­сталлов. Показатель преломления стекла не превышал 1 ,48.

О л и в и н и т (Кольский полуостров) также черной окраски. Он отличался крупно­зернистым строением с размером зерен около 0,8-0,9 мм. Структура породы панИДИо­морфная. Примесей в породе практически не было. Местами наблюдались редкие разно­ориентированные трещины.

С е р п е н т и н и т (Горно-Бадахшанская автономная область) был окрашен в зеле­ный цвет и состоял из массы пересекающихся антигоритовых жилок мощностью около 0,2 мм. Между ними располагались разнообразные по размеру (от 0,2 до 2,0 мм) пла­стинки того же антигорита. Обычно в породе наблюдается совместное погасание систе­мы параллельно расположенных прожилков.

М р а м о р (без адреса) белый, однородный, тонкозернистый, с размером кальцито­вых зерен, не превышающим сотых долей миллиметра. Местами мрамор рассечен тонки­ми жилками мощностью 0,2-0,3 мм, состоящими из менее тонкозернистого кальцита. Для эксперимента отбирались участки, лишенные таких прожилков.

Совместному деформированию были подвергнуты следующие пары пород: кварцит­мрамор, кварцит-серпентинит, обсидиан -мрамор, обсидиан-серпентинит, оливин­мрамор. Образцы изготавливались таким образом, что две тонкие таблетки одной породы оказывались отделенными друг от друга такОЙ же тонкой таблеткой другой породы, а толстыми таблетками этой же (второй) породы - от пуансонов.

В условиях всестороннего давления от 1 500 до 4000 кг/см2 И при температуре до 2500 С слоистые образцы подвергались сжатию перпендикулярно слоистости. Величина этого сжатия менялась от 3500 до 20 000 кг/см2 • Опыты продолжались от 2 ч до 5 ч 20 мин. В процессе деформации образцов границы между отдельными слоями волно­образно изгибались и становились более или менее резко изломаflНЫМИ. Такой характер деформирования границ наблюдался в парах кварцит-мрамор, кварцит-серпентинит, обсидиан-серпентинит и обсидиан-мрамор. Наряду с этим в паре оливинит-мрамор, а также в паре мрамор-алевролит, изученной в связи с исследованием проблемы дисгар­моничной складчатости (см. ниже) , границы между слоями оставались совершенно ровными или изгибались весьма незначительно. Типичные структуры будинажа возни· кали в тех образцах, в которых границы, разделяющие соседние слои, оказывались изломанными или сравнительно сильно изогнутыми.

детальное изучение шлифов выявило особенно резкие различия в деформационных свойствах горных пород, образующих пары, которые обнаруживают в процессе экспе­риментов наиболее ясные структуры будинажа. Это особенно наглядно видно на приме­ре кварцита и обсидиана, с одной стороны, и мрамора и серпентинита - с другой. Пер­вые два типа горных пород существенно отличаются по деформационным свойствам .от других, и В парах из • таких пород структуры будинажа устанавливаются наиболее отчетливо.

Все зкспериментально изученные горные породы отличаются следующими характер­ными свойствами, выражающимися в типичных чертах тех деформаций, которым они подвергаются в обстановке прогрессирующего роста давления и температур.

При невысоком ориентированном давлении, не превышающем 3500 кг/см2 , в К в а р­Ц и т е, испытанном совместно с серпентинитом, возникали поперечные трещины, пер­пендикулярные межслойным поверхностям раздела. Эти трещины, распределенные весьма неравномерно, рассекали отдельные прослои кварцита, но затухали в мраморе и в серпентините. Края трещин оказывались неровными, извилистыми, лишь отчасти секущими зерна кварцита. С ростом давления количество таких трещин увеличивалось.

127

Изменение мощности слоев горных пород ПрИ различных давлениях·

Горные породы

Рор

12 800-1 3 300 15 600-15 800 20 000

I I Рве

2500

2700-3000 3500

ОБСИдНан

М1 I М ,

I 100 22

100 О

Кварцит

1 Мср М 1 I М ,

I I 58 100 38

54 1 00 38

I Мср I

65

65

• Рор и Рвс - ориентированное и всестороннее давление, кг/см ' . M 1 , М , и Мср - cooTBecmeHHO максимальная, минимальная и средНЯЯ мощности слоя после эксперимента, % к мощности этого же слоя до эксперимента.

Наряду с ними появлялись короткие трещины, ориентированные параллельно сло­истости и соединяющие между собой отдельные поперечные трещины.

При 8500 кг/см2 возникали диагональные трещины весьма прямолинейные, пере­секающие весь слой и рассекающие отдельные зерна кварца. В серпентинит и мрамор эти трещины не продолжались. Характерно, что взаимно пересекающиеся диагональ­ные трещины развивались одновременно в двух направлениях под углом около 35-400 к оси образца. По диагональным трещинам, сгущающимся при дальнейшем увеличе­нии давления, происходило перемещение отдельных блоков кварцита. Вследствие этого кварцитовые прослои расчленялись на систему резко смещенных, но соприкасаю­щихся друг с другом трапециевидных блоков. В разрезе в миниатюре они весьма напо­минают глыбовые тектонические структуры, представляющие собой сочетание горстов и грабенов (рис. 3) .

В процессе деформации происходило дробление зерен кварца вдонь }J,и<:tГUНCiJIЬНЫЛ трещин, что облегчало скольжение блоков . В результате перемещения этих блоков изменялась мощность кварцитовых про слоев (см. таблицу) , и при Ро р = 1 5 800 кг/см 2 она сокращалась в среднем на 35%. Наибольшая амплитуда смещения вдоль трещин скальшания, ограничивающих блоки, при максимальных давлениях достигала 1 мм. l11ирина блоков варьировала в пределах от 0 ,5 до 5 мм.

О б с и д и а н деформировался весьма сходно с кварцитом. При сравнительно не­больших давлениях (Ро р = 6500 кг/см2) в обсидиане, испытанном совместно с мрамо­ром и серпеНТИНИТОМ, появлялись многочисленные тонкие , несколько неровные трещи­ны, пересекающие весь слой, но не выходящие за его пределы. С ростом Ро р до 1 2800 кг/см 2 количество поперечных трещин увеличивалось, одновременно возни­кали горизонтальные и диагональные трещины. Горизонтальных трещин бьmо сравни­тельно немного, и они оказались развитыми лучше , чем в кварците . Обычно они соеди­няли расположенные рядом поперечные или диагональные трещины : протяженные . тонкие , всегда несколько изогнутые , как бы следующие раковистому излому обсидиа­на. Трещины распределялись весьма неравномерно . Они сгущались в краевых зонах отдельных про слоев .

Сложенные обсидианом прослои расчленялись на блоки, ограниченные в отличие от кварцитов не только диагональными, но и вертикальными трещинами . Размеры блоков составляли 2,5-3 ,5 мм в д;rIину, а амплитуда смещения вдоль трещин достигала 3 мм.

С дальнейшим ростом давления (Ро р = 1 5 600 кг/см 2) перемещение блоков вызы­вало сильное дробление стекла вдоль трещин и приводило К резким изменениям формы и мощности прослоев. В отдельных участках прослоев возннкали пережимы с нулевыми мощностями . В целом кварцит и обсидиан в условиях проведенных экспериментов вели себя как типичные хрупкие материалы . . В отличие от них м р а м о р уже на ранних стадиях (Ро р = 6500 кг/см 2) деформи­

ровался пластически . В нем наблюдались только диагональные трещины, и то весьма 1 28

Оливинит Серпентинит Мрамор

М, I м, I Мер М, I М2 I · Мер М , I М, I Мер I I I I I I

85 3 3 54 100 52 78 78 30 54

84 2 1 54 1 00 1 9 63 78 18 52

76 8 36 76 16 39

редкие . Поперечных трещин совсем не бьmо , а трещины, появлявшиеся в смежных прослоях кварцита и обсидиана, затухали в мраморе.

С увеличением давления до 1 300 кг/см 2 интенсивное перемещение блоков кварцита и обсидиана смежных с мрамором прослоев приводило к образованию ряда пережн­мов и микросбросов В прослоях мрамора. Одновременио в мраморе возникала слан­цеватость, налравленная перпенднкулярно Рор ' Расстояние между поверхностями сланцеватости составШDIО 0,03-0,05 мм . Сланцеватость бьmа хорошо видна в шлифах и обрисовьmалась системой поверхностей, параллельных ограничениями слоя мрамора. В образце мрамора с оливинитом такие поверхности облекали вдавлениые в мрамор зерна оливина и сгущались над выступающими участками последних.

С е р п е н т и н и т в условиях эксперимента по пластическим своЙст.вам оказался близким к мрамору; о л и в и н и т отличался своеобразными чертами , рассмотрен­ными ниже в связи с о бзором условий формирования "холодных нитрузиЙ".

Проведенные эксперименты позволяют сравнивать характерные черты деформаций , возникающих в различных горных породах в сходной термодинамической обстановке . Сравнение показьmает, что уже в условиях всестороннего давления Рве = 1500 кг/см 2 даже при малых ориентированиых нагрузках, не превьnuающих 6500 кг/см 2, появляют­ся существенные различия в особениостях деформации различных горных пород. Затем эти различия сохраняются до давлений , соответствующих глубниам 1 2-15 км и. по-ви­димому, более значительным. Многие горные породы, сравнительно хрупкие, непла­стичные в о бычной термодинамической обстановке, отвечающей земной поверхности, при увеличении давления и температуры, или, иначе говоря , с перемещением в недра Земли, легко приобретают пластические свойства. Вместе с тем имеются различные породы, которые сохраняют относительную хрупкость даже в условиях значительного погружения в глубь земной оболочки . Таким образом, необходимо различать два ряда горных пород, отличающихся по особениостям деформации связанной с изменением термодинамических условий . Эти два ряда пород · соответсТвуют широко известным в литературе рядам компетентных и некомпетентных пород в том смысле, как их понимают в настоящее время многие исследователи (Рамберг , 1 957 ; Ситrер, 1 960 ; Griggs, Налdin. 1960; Методы изучения .. . , 1961 ; и др.) .

к группе пород с высокой компетентностью относятся, в частности , изученные нами кварцит и о бсидиан. Общая картина деформации этих пород такова. С увеличением давления в них появляется прежде всего система поперечных трещин растяжения (отры­ва) , позднее возникают диагональные трещины скалывания. Дальнейший рост давле­ния приводит к блоковым перемещениям различных участков прослоя породы, в ти­пичном случае - по системе диагональных трещин. В итоге возникает сложная мо­заика тралециевидных блоков породы, перемещенных преимущественно вдоль диаго­Нальных трещин и напоминающих систему микрогорстов и грабенов.

Оливинит может быть отнесен к породам средней компетентности. Группу пород,

9.3ак. 1492 1 29

, + + + + � � + -+ -+ + /� + + + + +

z ..... 1 ___ ----J �7�vLJ + + t t t

Рис. 3. Схема деформации сл.оев мрамора (1 ) и кварциrа (2) Слева - недоформированиые слои, справа - тf же слои после сжаmя. В мраморе схемаmчно

иэображены зерна кальцита. Стрелками показано направление Рор

имеющих малую компетентность, представляют мрамор и серпентинит. Поперечные трещины растяжения в них почти не развиваются, и на весьма ранних стадиях деформа­ции образуются oTKpbfrbIe диагональные трещины скальmания. Дальнейшее увеличение давления приводит к интенсивному послойному перераспределению материала. В поро­дах возникает СЛ31щеватость, вызьmаемая переориентировкой зернистых или чешуй­чатых агрегатов. Перераспределение материала способствует появлению более или менее ярко выраженных поверхностей (в сечении - линий) сечения, облекающих перемещенные блоки относительно более хрупких пород из смежных прослоев .

В целом по результатам проведенных экспериментов выявляются индивидуальные особенности деформациоиных свойств различных горных пород, выражающиеся в ха­рактерных чертах развития в них трещин скалывания, зон течения и Т.Д.

Взаимоотношения между прослоями так же как и внутрислоевые деформации, достаточно определенно обрисовьmают Ьmичные черты пород разной компетентности. Породы наиболее компетеIцные образуют систему блоков, более или менее сильно смещенных вдоль диагональных трещин, малокомпетентные или некомпетентные облекают выступы и впадины, возникающие в процессе расчленения более компетент­НblX пород на блоки. Слои более компетентных пород удлиняются вследствие образо­вания блоков, менее компетентных - в результате пластического течения. Прослои более компетентных пород образуют систему микрогорстов и грабенов, малокомпе­тентные флексурообразно изгибаются над смещЕшныIи блоками (рис . 4) . Про слои компетентных пород расчленяются на блоки и растаскиваются пластически текущей массой некомпетентных пород смежных про слоев.

В итоге растаскивания в процессе эксперимента возникают типичные структуры будинажа, позволяющие говорить о следующих трех возможных путях образования будин.

1 . При сравнительно малых всесторонних давлениях и температурах слой компе­тентной породы расчленяется поперечныIи трещинами растяжений (отрьша) на прямо­угольные блоки, которые растаскиваются пластической массой некомпетентной по­роды смежных слоев . Образуется система прямоугольных блоков, ограниченных по­верхностями напластования и трещинами растяжения (будинаж отрьша) .

2. При высоких всесторонних давлениях и температурах слой компетентной породы в типичном случае (кварцит) подвергается скальmанию вдоль диагональных трещин. Растаскивается система клиновидных) тралецеидальных и иной формы блоков, огра­ниченных поверхностями напластования и трещинами скальmания (будинаж скалы­вания) .

З. Наконец, при весьма высоких давлениях и температурах следует ожндать, что компетентная порода приобретает пластические свойства вероятно мало отличающиеся от свойств некомпетентной породы. Вследствие этого буДут постепенно исчезать разли­чия между будинами и вмещающей массой некомпетентной породы. Появятся линзо­образные, очковые и другие удлиненные формы блоков (будинаж пластического те­чения) .

Очевидно , угловатые БудиныI двух первых типов в процессе дальнейшей деформации,

1 30

Рис. 4. Схема флексурообразного из­rnба некомпетентной горной породы (1) над опущенным блоком компе­

теНТНой (2) з - зоны дробления в компетентной

породе

происходящей под влиянием нарастающих температур и давлений, могут превращать­ся в линзообразные и другие будины, неотличимые по форме от будин третьего ТШIа.

В прове�нных нами экспериментах будинаж отрьша, сопровождаемый незначитель­НbIM отделением блоков друг от друга, наиболее отчетливо наблюдался при совместной деформации обсидиана и мрамора. Блоки обсидиана бьmи весьма близки к прямо­угольным (в сечении, перпендикулярном напластованию) , и их длина достигала 2,5-З мм при мощности слоя 3 мм. В трещины отрьта обычно за.текал мрамор.

Будинаж скальmания бьm хорошо виден в образцах кварцит-мрамор и кварцит­серпентинит. В них, так же как и в опытах с обсидианом, блоки не отделялись друг от друга. Будиныl кварцита оставались соединенными между собой резко суженными перемычками, представляющими собой зоны интенсивной деформации кварцита по многочисленным трещннам скальmания двух направлений и по зонам дробления. Эти перемычки по своей форме бьmи совершенно сходныl с "шейками", образующимися при растяжении образцов в момент пластического течения. Длина будин кварцита достигала 5 мм.

В обстановке проведенных зкспериментов кварцит и обсидиан не переходили в пла­стические состояния. Позтому будинаж пластического течения в этих породах не воз­никал. Однако в слоях оливинита, помещенных в мраморе, возникали пережимы, которые способствовали образованию структур, несколько напоминающих будинаж пластического течения.

Подводя общий итог результатам зкспериментального изучения будинажа, можно отметить, что различные исследователи сравнительно произвольно выбирали форму, размеры и материал образцов , а также и длительность процесса их деформации. Тем не менее, несмотря на различия в экспериментальной обстановке, во всех опытах бьmи получены Будиныl. сходные с природными. Впрочем, различия в форме , размере и материале характерны и для буди н , наблюдаемых в естественной обстановке. Таким образом, очевидно, что для будинажа весьма типичиа универсальность его проявления.

При всем разнообразии зкспериментальных исследований для них характерны сле­ДУЮIЦИе оБIЦИе черты. Во-первых, во всех опьпах образцы сжимались перпендикуляр­но слоистости. Во-вторых, слои в образцах имели различную компетентность . По-види­МОМУ, зти два признака' необходимы и достаточны для образования структур будинажа в природной обстановке. Но в то же время опыты показывают, что различия в компе­тентности отдельных слоев в определенной мере зависят от термодинамической обста­новки, в которой происходит деформация пород. Поэтому работы по исследованию природного будинажа можно использовать не только для определения направления максимального сжатия и для качественной оценки относительной компетентности различиых горных пород, но также и для выяснения общих данных о вероятных термо­динамических условиях , в которых возникали структуры будинажа.

Несмотря на большое количество раб 0-'- , посвященных будинажу, достоверный количественный учет этого явления еще не достигнут. Имеющиеся попытки анализа количественных данных по будинажу (Гуревич, 1 954; Рамберг , 1 957 ; Гзовский, 1 960а) относятся только к будинажу отрыва. Но даже и в этих попытках авторам приходится прибегать к дальнейшей чрезвычайной схематизации явлений будинажа. Г. Рамберг ( 1957) , например, принимает, что некомпетентные породы деформируются по закону вязкого течения , а компетентные деформируются упруго вплоть до разрушения . Между

131

тем в результате различных исследований, частично упомянутых и в литературном обзоре к настоящей работе, установлено , что законы деформации горных пород го­раздо сложнее и не могут быть описаны в рамках моделей только вязкого или только упругого тела. Для создания строгой теории процесса образования структур будинажа необходимо не только дальнейшее развитие полевых и экспериментальных исследова­ний самих этих структур, но также и значительное расширение фронта работ, направ­ленных на общее изучение деформации горных пород.

ОПЫТЫ ПО ДЕФОРМАЦИИ ОЛИВИНИТА И СЕРПЕНТИНИТА

И ПРОБЛЕМА "ХОЛОДНЫХ ИНТРУЗИЙ"

Широко известно , что интрузии улыраосновных пород, таких, как оливиниты, пери­дотиты, серпентиниты и др ., оказывают весьма слабое контактовое воздействие на вмещающие породы. Именно эти факты служат основой для выводов о низкой темпе­ратуре такого рода интрузий , обычно тяготеющих к зонам интенсивных деформаций земной коры (Лодочников , 1 936; Боуэн, Туттл, 1 950; Вильямс и др., 1 957; Тернер , Ферхуген, 1 96 1 ; Москалева, 1 964; и др.) . Первоначально предполагалось, что какие-то особые условия способствуют сохранению улыраосновных магм в жидком состоянии при низких температурах, не превышающих 400-5000 С, но еще в 1 9 1 7 г. Н. Боуэн (Боуэн, Туттл, 1 950) высказал предположение, что оливиновые и серпентиновые массы внедряются в твердом состоянии.

Разнообразные полевые исследования не только не противоречат этим предположе­ниям Н. Боэуиа, но , наоборот, их подтверждают. Так , Н. Талиаферро (Taliafeiro. 1943) после длительных исследований, продолжавшихся более 20 лет, пришел к выводу, что в Береговых хребтах Калифорнии и в юго-западном Орегоне широко распростране­ны "холодные интрузии" ультраосновных пород. По данным Талиаферро, эти интрузии образуются в результате перемещения в греони складок и в зоны разломов затвердев­ших масс, находящихся в пластическом состоянии. Он приводит многие примеры таких "холодных интрузиЙ". В частности, в одном из районов Калифорнии "холодная интру­зия" серпентинитов прослеживается на протяжении 3 миль. В другом районе аналогич­ный серпентинитовый пояс, по его данным, имеет длину свыше 8 миль, причем на про­тяжении 4 миль он наблюдается не прерываясь. В серпентинитовых интрузиях этих районов обычны выносимые из сравнительно глубоких зон блоки кремнистых извест­няков , базалътов и песчаников . Еще один пример представляют узкие серпентинитовые пояса, расположенные среди кремнистых миоценовых пород. Один из этих узких поя-

. сов имеет в длину около четверти мили, а в ширину не превышает 20 фут. По наблюде­ниям Талиаферро , в ряде случаев вместе с серпентинитами из нижней толщи были вы­давлены наверх песчаники и кремнистые сланцы.

Пример "холодных интрузий" улыраосновных пород приводят также Х. Вильямс, Ф. Тернер, ч. Гильберт ( 1 957) . Они считают, в частности, что тела, сложенные оливино­выми породами в Бушвельдском лополите (Южная Африка) , внедрились в твердом состоянии. Как следствие такого "холодного внедрения" для этих оливиновых пород, представленных главным образом дунитами, характерна интенсивная раздробленность , настолько сильная , что многие из них весьма напоминают милониты . В дуиитах наблю­даются целые «полосы тонкорастертого оливина, которые окружают "глазки" из менее раздробленного материала. l lрисутствуют также порфирокласты, окруженные порошко­ватыми оболочками. Многие оливиновые кристаллы характеризуются волнистым по­гасанием}) (Вильямс и др., 1 957 , с. 272) .

"Холодные интрузии" серпентинитов указывают также Ф. Тернер и Дж. Ферхуген ( 1 96 1 , с. 272) . Эти исследователи подчеркивают, что "для дуиитов И других перидоти­тов , как правило , характерна структура, которая интерпретируется как возникшая в результате деформаций и течения, по существу, кристаллической массы: волнистое погасание оливина, а для многих других пород полосчатая или даже типично милонито-

1 32

вая структура. Эти особенности говорят о том, что оливин представляет собой минерал, чувствительный к "пластическим" деформациям под воздействием глубинных условий, и что перидотиты альпийского типа обычно подвергались пластическим деформациям после отвердевания" (Там же) .

Таким образом, имеются разнообразные полевые наблюдения, подтверждающие возможность внедрения улыраосновных пород в твердом состоянии.

Оценка достоверности представлений о "холодных интрузиях" улыраосновных пород по данным экспериментальных исследований впервые бьmа предпринята Н. Боуэ­ном И О. Туттлом. Они осуществили специальные исследования системы MgO-Si02 -Н2 О. Основная задача эксперимента эаключалась в том , чтобы определить термодина­мические условия, позволяющие образоваться жидкой фазе в этой системе. Были изу­чены условия равновесия при температуре 1 000°С и давлении 1 5 00 фунт/дюйм2 , при 900-6000 с и давлении до 30 000 и при 600-300 фунт/дюйм2 , но , как пишут назван­ные исследователи, "ни в одном из составов этой системы не было обнаружено жидкой фазы во всей исследованной области температур и давлений. То же имело место и при добавках закиси железа до 7%" ( 1 950, с. 53) . Исходя из полученных данных, Н. Боуэн и О. Туттл пришли К выводу, что серпентинитовая магма при температурах ниже 1 000°С существовать не может и, следовательно , улыраосновные интрузии могли образоваться только в твердом состоянии. К сожалению, эти опыты не были подтверждены исследо­ваниями реологических свойств улырабазитов, что соверщенно необходимо для вы­яснения возможностей внедрения этих пород в твердом состоянии. Деформационные свойства улыраосновных пород вообще изучены очень слабо. Эта группа пород - одна из наименее изученных в геологическом отнощении, во всяком случае, изученных зна­чительно менее полно, чем, например, мрамор, доломит, кварцит, песчаник и другие породы .

Эксперименты по изучению деформации дунита в УChовиях высоких давлений и температур до настоящего времени были выполнены только Д. Григгсом, Ф. Тернером и Х. Хердом (Griggs et а1. , 1 960) . Эти исследователи изучали весьма типичный дунит с горы Дун в Новой Зеландии, по имени которой получила свое название эта порода, а также дунит с Аляски. Опыты проводились при температурах 25 , 300, 5 00 и 800°С и всестороннем давлении до 5 кбар. При температуре 500° С и выще в дуните были отмечены признаки течения. Скорость деформации в этих опытах бьmа довольно высо­кой (2-4% в минуту) , поэтому течение в руните проявилось слабо. Д. Григгс и его кол­леги счнтают необходимым дальнейшее развитие экспериментальных работ, направлен­ных на изучение деформации ДУНИ10В.

Предпринимая серию опытов по деформации улыраосновных пород, мы предпола­гали, что их выполнение может в определенной мере способствовать разработке про­блемы "холодных интрузий" и выяснению механизма их образования. В связи с этим бьmи изучены явления деформации оливинитов Кольского полуострова и серпенти­нитов Горно-Бадахшанской автономной области. Оливинит изучался в слоистых образ­цах совместно с мрамором, а серпентинит - совместно с кварцитом и обсидианом. В пятислойном образце, изготовленном по способу, указанному при описании мето­дики исследований, оливинит располагался по краям и в центре образца, а мрамор -в разделяющих его прослоях. Серпентинит в таком же образце занимал два прослоя, разделявшие крайние и центральный кваРЦИТОБые прослои. Термодинамические ус­ловия опытов были такими же, как и во всех экспериментах по воспроизведению будннажа. Температура соответственно была равна 250°С , всестороннее давление -3500-4000 кг/см2 , ориентировочное давление менялось от 6500 до 20 000 кг/см2 • Опыты продолжались от 2 ч до 5 ч 20 мин.

В процессе эксперимента с е р п е н т и н и т деформировался следующим образом. При невысоких давлениях (Рор = 6500 кг/см2) в нем образовывались только диаго­нальные трещины, тогда как в смежных прослоях кварцита и обсидиана развивалась система поперечных трещин. Диагональные трещины в серпентините располагались вполне закономерно и следовали параллельно двум взаимно пересекающимся направ-

1ЗЗ

лениям, образующим с главной осью цилиндрического образца угол 30-400 . Трещи­ны бьmи скрыты и обнаруживались лишь по соответствующей ориентировке тончай­IШiX чешуек .антигорита, которая следовала вдоль зон шириной в тысячные или, самое большое, сотые доли миллиметра.

С увеличением Рор до 13 300 кг/см2 диагональные трещины сгущались . При этом расстояния между соседними трещинами, как правило, были примерно в 5 раз мень­ше, чем между диагональныIи трещинами в кварците. В тех участках, где прослои серпентинита сильно деформировались под влиянием внедряющихся блоков кварци­та или обсидиана, в серпентините появилась сланцеватость , параллельная погранич­ной поверхности слоя . Расстояние между смежиыми плоскостями сланцеватости не превышало 0,1 мм. Одновременно в участках, расположенных между выдвинутыми блоками кварцита или обсидана, обнаруживалась закономерная оптическая ориен­тировка чешуек серпентинита, которые плавно изгибались и облекали выступы и впа­дины, возникавшие на поверхности слоя.

Деформация о л и в и н и т а отличалась своеобразными чертами. При невысоких давлениях (Р ор = 6500 кг/ см2 ) В оливините возникали единичные поперечные, а при более высоких - такие же весьма редкие горизонтальные и довольно многочислен­ные диагональные трещины. Все эти трещины, обычно короткие и неровные, рассе­кающие лишь одно или несколько зерен, были замаскированы сопровождающими их тонкозернистыми агрегатами, образующимися в процессе дробления крупных эерен. Наиболее устойчивыми оказались диагональные трещины. Они появились на ранних стадиях деформации и продолжали развиваться при самых болышix нагрузках.

Наряду с такой в общем обычной системой трещин в оливините возникали весьма многочисленные различно ориентированные трещины , не выходящие за пределы от­дельных зерен. Образование этих трещин приводило к дроблению зерен и их взаим­ному перемещению (рис. 5) .

При Рор = 1 5 800 кг/см2 вследствие межзернового скольжения отдельные зерна перемещались и внедрялись в смежные прослои мрамора. Вдоль контакта между вы­ступающими зернами оливина и мрамора образовалась узкая (0,02-0,03 мм) зона дроб­ления , состоящая из пьmеватого оливина.

Испытание оливинита и серпентинита в слоистых образцах совместно с кварцитом, мрамором и обсидианом позволило установить относительную пластичность и компе­тентность этих пород. В частности, выяснилось , что поведение серпентинита в слоис­тых образцах совершенно аналогично поведению мрамора, обладающего весьма высо­кой пластичностью. Поэтому, например, в слоях кварцита и обсидиана, помещенных в серпентиновую среду, возникал будинаж отрыва или скалывания, совершенно сход­ный с тем, который наблюдался в слоях этих пород, заключенных между слоями мра­мора. Вследствие высокой пластичности серпентинита в нем развивалась тонкая сланце­ватость и в процессе эксперимента наблюдалось пластичное облекание серпентинито­вой массой блока кварцита и обсидиана.

Весьма интересную картину представлял процесс деформации оливинита совместно с мрамором. В этой паре будинаж вообще не возникал и границы между слоями оста­вались почти ровными или приобретали легкую волнистость . Это явно указывает на то, что слой оливинита в целом ведет себя так же, как и слой сравнительно высокопластич­ного материала, близкого по своей компетентнОСТИ к мрамору. Тем не менее отдель­ные зерна внутри слоя оливинита обнаруживают характерные черты хрупких тел, легко дробящихся и превращающихся при дроблении в милонит (см. рис. 5) . Такая мило­нитизация зерен оливинита происходит по определенным зонам, облекающим участки нераздробленных зерен, которые обнаруживают волнистое погасание. В целом особен­ности процесса деформации оливинита в условиях проведенных нами экспериментов почти строго совпадают с тем, что наблюдается в природной обстановке по описаниям х. Вильямса, Ф. Тернера и ч. Гильберта ( 1957) , а "l'акже Ф. Тернера и Дж. Ферхугена ( 1961) .

Своеобразные особенности процесса деформации оливинита в сочетании с данными,

134

Рис. S. Схема деформации слоя оливииита 1 - до сжаmЯj 2 - после сжаТИII. Схематично изоб­

ражены зерна оливина, точки - раздроблениый до пылеватого состояния 01DfВИН, стрелки - направле­ние Рор

/�

полученными при изучении деформации серпентинита, в известной мере уточняют из­ложенные выше общие представления, связанные с проблемой внедрения ультраоснов­ных пород. Устанавливаемое нашими экспериментами пластическое течение серпенти­нита, происходящее при давлениях и температурах, мало отличающихся от типичных для земной поверхности, позволяет определенно утверждать, что внедрение серпенти­нитов в массу компетентных пород вполне возможно в твердом состоянин. Более того, особенности поведения оливинита в условиях эксперимента, в частности явле­ния межзернового дробления и последующего скольжения, а также данные о низкой компетентности оливинитового слоя , мало отличающейся от мрамора, показывают, что даже несерпентинизированные породы данного типа приобретают свойства, очень близкие к свойствам пластических материалов. Весьма обычные в оливинитах серпен­тиновые агрегаты, несомненно , будут играть роль пластической смазки, обеспечиваю­щей свободное скольжение отдельных зерен и в целом всей породы в твердом со­стоянии.

Таким образом, опираясь на результаты проведенных опытов, можно говорить о том, что не только серпентиниты, но также и серпентинизированные гипербазиты и друтие аналогичные породы при сравнительно небольших давлениях, соответствую­щих глубинам от 4-5 до 12- 1 5 км, могут вследствие высокой пластичности переме­щаться в твердом состоянии в массе компетентных пород. Следовательно , данные экспериментального изучения явлений деформаций оливинита и серпентинита хорошо согласуются с представления ми , предполагающими возможность внедрения гипер­базитов в твердом состоянии в виде "холодных интрузий".

СОВМЕСГНАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГЛИНИСГЫХ И КАРБОНАТНЫХ ПОРОД В ЭКСПЕРИМЕlПЕ

И ПРОБЛЕМА Дисг АРМОНИЧНОЙ СКЛАдЧАТocrи

Сочетание карбонатных толщ с переслаивающими их пачками глинистых пород типа аргиллитов или алевролитов весьма обычно ДЛЯ складчатых горных сооружений различного возраста и самого разносбразного географического положения. Соответ­ствующие примеры можно найти на Кавказе и в Забайкалье, в Альпах и на Тянь-lIIане, в Аппалачах, Юрских горах и т. д.

Многие исследователи неоднократно обращали внимание на то, что карбонатные толщи деформируются иначе, чем пачки и толщи глинистых пород, вследствие чего чередование в разрезе разнородных образований приводит к дисгармонической склад­чатости. Истолкование наблюдаемых дисгармоничных структур, возникающих при деформации переслаивающихся карбонатных и глинистых пород, постоянно опирается на представления о различной компетентности (Виллис Б. , Виллис Р., 1932; Лизс, 1935; Усов, 1940; Хиллс, 1954; Ситrер , 1960) , податливости (Б иллинг с , 1949) , плас­тичности (Ажгирей, 195 6; Белоусов, 1962) или вязкости (Бухер, 1960; Гзовский, 1 963) .

Все эти представления в конечном итоге сходны между собой тем, что устанавли­вают зависимость явлений дисгармоничной складчатости от физико-механических свойств горных пород, определяемых либо весьма широко (компетентность, податли­вость) , либо очень узко (вязкость, пластичность) . Предполагается, что карбонатные породы более компетентны или соответственно более вяэки и менее плаСТИЧllЫ, поэто-

135

му пласты их образуют крупные изгибы, осложненные разломами, тогда как прослои менее компетентных (менее вязких и более пластичных) глинистых пород сминаются между карбонатными пачками в сложную систему сжатых мелких складок. Такие складки некомпетентных пород, иногда называемые складками волочения, возникают, как обычно считают, в результате приспособления глинистых пород "к складкам, об­разуемым более компетентными пластами, или к промежуткам внутри этих складок" (Виллис Б . , Виллис Р . , 1 932) , при дифференциальных перемещениях и скольжении вдоль поверхности компетентного пласта (Биллингс, 1949) , вследствие "течения ве­ществ наиболее пластичных пород, участвующих в складчатости" (Ажгирей, 1 956) -или, наконец, вследствие "послойного перераспределения материала" различной плас­тичности (Белоусов, 1 962) или различной вязкости (Гзовский, 1 963) .

Все эти принципиально весьма близкие концепции, объясняющие дисгармонию складок в карбонатных и глинистых породах различиями их физико-механических свойств, отвечают совершенно определенным явлениям, наблюдаемым непосредствен­но в природе и известным по многим описаниям . В качестве примера можно сослаться Щl изученные А. Геймом (Неiш, 1 9 1 9-1 922) дисгармоничные складки в доломитах и глинистых сланцах IIIвейцарских Альп, отмеченные им впервые еще в конце прошло­го столетия; на аналогичные складки, в которых сочетаются среднеюрские глинистые сланцы и верхнеюрские грубослоистые известняки Центрального Кавказа (Ажгирей, 1 956) ; на складки , сложенные юрскими известняками, деформированными совместно с глинистыми сланцами и алевролитами в Дагестане (Сорский, lIIолпов, 1 962) , или мезозойскими и третичными известняками и глинистыми сланцами в Юго-Западном Иране (Хиллс, 1 954) .

Вообще, такого типа соотношения между подвергшимися совместной деформации карбонатными и глинистыми породами достаточно хорошо известны, а предложенные для них объяснения , опирающиеся на представления о компетентности, податливости, малой пластичности или большой вязкости карбонатных пород, пользуются большой популярностью .

Между тем многочисленные экспериментальные исследования выявили значительную пластичность мрамора при сравнительно невысОКИХ давлениях и температурах (Розанов и др ., 1 950; Лучицкий и др . , 1 962 , 1 963 ; Griggs. Handin, 1 960) . После этих эксперимен­тов стало очевидным, что компетентность карбонатных пород весьма относительна и характерна лишь для ограниченного диапазона сравнительно низких давлений и темпе­ратур . Соответствующих экспериментальных данных по глинистым породам очень ма­ло , а эксперименты по совместной деформации карбонатных и глинистых пород вообще не провоДИлись .

Таким образом , по имеющимся в настоящее время материалам совершенно невоз­можно заранее представить , какие породы окажутся более компетентными при совмест­ной их деформации в условиях относительно высоких температур и давлений - карбо­натные или глинистые. Для решения этой задачи нами поставлены эксперименты, про­должающие серию описанных выше опытов по деформации слоистых образцов горных пород.

Экспериментальному изучению подвергнуты прежде всего глинистый алевролит и мрамор , а затем в сочетании с тем же мрамором типичные аргиллиты .

Г л и н и с т ы й а л е в р о л и т (из коллекции О.А. Бетехтиной) происходит из кернов скважин, пробуренных в пермской угленосной толще Кузбасса. Это серая тон­кослоистая порода, в которой маломощные (0 , 1 - 1 ,5 мм) черные прослои, обогащен­ныР. углистым материалом, чередуются с серыми, несколько более мощными (0,5-5 мм) прослоями, почти лишенными углистых примесеЙ . Мощиость прослоев непосто­янная и существенно меняется в пределах каждого из них . В составе породы присут­ствуют тонкодисперсная основная масса (цемент) и кластические зерна. Цементирую­щая масса представлена главным образом углисто-глинистым материалом , в котором рассеяны редкие мелкие чешуйки серицита, стяжения гидроокиси железа и зернышки карбонатов . Углистые частицы распределены в основной массе неравномерно и подчер-136

кивают тонкослоистую текстуру породы. Кластические зерна принадлежат преиму­щественно кварцу (размер 0,03-0,8 мм, реже полевым шпатам 0,3-0,05 мм) . При­сутствуют также листочки мусковита (0,08 мм) и хлорита (0,08 мм) . Тип цементации базальныЙ. Обломочные зерна разобщены, а объем цементирующей массы примерно равен объему кластического материала, распределенного в цементе в общем равно­мерно .

М р а м о р использован в этих экспериментах тот же, который упоминался выше уже неоднократно.

Иэ мрамора и глинистого алевролита иэготавливались тонкие (толщина 3 мм) и тол­стые ( 10 ,5 мм) таблетки, каждая диаметром 1 5 мм. Из таблеток приготавливались два типа слоистых моделей, имеющих вид цилиндров высотой 30 мм и диаметром 1 5 мм. В первом типе таблетки располагались в такой последовательности (цифры в скобках соответствуют толщине таблеток в миллиметрах) : мрамор ( 1 0 ,5) - алев­ролит (3) - мрамор (3) - алевролит (3) - мрамор ( 1 0,5) , а во втором типе - в об­ратной последовательности: алевролит ( 1 0,5) - мрамор (3) - алевролит (3) - мра­мор (3) - алевролит ( 10 ,5) . В приготовленных таким обраэом цилиндрических обраэ­цах слоистость глинистого алевролита располагалась перпендикулярно высоте цилиндра.

Образцы испытывались по той же методике, что и в опытах по будинажу и деформа­ции гипербазитов : при Рве от 2500 до 600 кг/см2 И Роп от 1 0 000 до 1 7 000 кг/см2 . Температура во всех экспериментах не превышала 5 000 С. Испытание каждого образца продолжал ось от 2 ч 40 мин до 4 ч 26 мин .

В ходе экспериментов деформация мрамора протекала одинаково не только тогда, когда прослои его были заключены среди господствующей глинисто-алевролитовой массы, но и когда среди карбонатной массы располагались глинисто-алевролитовые прослои. Деформация существенно не отличалась от уже неоднократно описываемой в литературе в качестве типичной для мрамора (Розанов и др ., 1 95 0; Лучицкий и др., 1 962, 1 963; Griggs, Handin, 1 960) . Главные черты деформации определялись тем, что уже при самых малых давлениях, равных Рве = 2500 кг/см2 и РОР = 1 0 000 кг/см2 , карбонатные зерна резко удлинялись перпендикулярно направлению ориентирован­ного давления . Увеличение давления приводщ!о к появлению резко выраженных текс­тур течения, вызываемых развивающимся в породе кливажом, следующим также перпендикулярно ориентированному давлению .

В глинистом алевролите в условиях Рве = 2500 кг/см2 и Рор = 1 0 000 кг/см2 тоже наблюдается пластическое течение пород. Углистый материал группируется в тонкие линзы вдоль узких линейных зон , перпендикулярных направлению ориентированного давления , вследствие чего в породе возникает кливаж течения. Такие линзы облекают кластические зерна, служащие упором для пластически деформируемой углисто-гли­нистой массы. Мелкие линзовидные углистые скопления часто оказъmаются между кла­стическими зернами и в этом случае образуют систему мелких складок. Аналогичную картину взаимоотношений с кластическими зернами обнаруживают и чешуйчатые ми­нералы типа слюд, серицита и хлорита. При увеличении давления общая картина резко выраженной пластической деформации породы не изменяется. Наоброт, следы тече­ния , сопровождаемые кливажом, выявляются еще более отчетливо.

Таким образом, и в мраморе, и в глинистом алевролите при наименьших для про­веденной серии экспериментов всесторонних давлениях, равных 2500 кг/см2 , уже наблюдаются сходные и весьма близкие основные черты деформации пород. Обе эти породы при таких давлениях, которые соответствуют в общем глубинам 7-9 км, приобретают резко выраженные пластические свойства .

Взаимоотношения пород представляют собой особый интерес, так как они позволяют выяснить, какая из исследованных пород отличается в экспериментально изученной обстановке большей пластичностью . Изучение образцов показывает, что в интервале всесторонних давлений 2500-6000 кг/см2 , соответствующих глубинам 8-20 км, мра­мор постоянно оказывается менее компетентным (более пластичным) , чем алевролит. Об этом свидетельствует более интенсивное выжимание мрамора в пирофиллитовую

137

�, 1··. · : - ·. ·1 2 О.1

� - ---,"'- ---. с и --

9 " /2 /5 21/ I.QJ'UUH�KM

Рис. 6. Вьщавливание в пирофиллитовую оболочку (1) пород с большой (2) или малой (3) компе· тентностью

Стрелками показано напрвление Р ор

Рис. 7. Orношение между' компенентностыо карбонатных (сплошная линия) и глинистых (пунктир) пород В зивиснмости от глубин их залегания в земной коре

Участок аЬ - глинистые необезвоженные породы (глины, глинистые алевролиты) ; участок Ьс -алевролиты, аргиллиты. форма линий показана ориентировочно

оболочку (рис. 6) . Следы течения в мраморе проявляются соответственно резче и отчетливо выявляются при всесторонних давлениях, в более низких, чем в глинистом алевролите.

Общая деформация слоистого образца, состоящего из мрамора и алевролита, при различных давлениях приводит к существенному сокращению мощности прослоев в центральной части цилиндрического образца при относительно малом сокращении в краевой его зоне. Позтому слои выгибаются от пуансонов внутрь , к центру образца. На всем протяжении границы между слоями сохраняются ровными, лишенными высту­пов и вмятин.

А Р г и л л и т ы, использованные для проведения аналогичных опытов совместно с мрамором, были представлены тремя разновидностями, отличающимися следующими особенностями.

Первая разновидность аргиллитов с п-ова Таймыр (коллекция В.Н. Сакса) представ­ляет собой серую слоистую породу. Более 50% этой породы составляет глинистая масса с примесью тончайших серицитовых и хлоритовых чешуек . В породе имеется значитель­ная (до 40%) примесь кластических эерен алевритового (0,03-0,05 мм) раэмера, по составу преимущественно кварцевых . Алевритовые частицы местами обраэуют тонкие (около 0,4 мм) прослои и линзы.

Вторая разновидность аРГИЛJIИТОВ происходит из Кузбасса (коллекция О.А. Бетехти­ной) и состоит преимущественно из глинистой массы с примесью неравномерно распре­деленного углистого вещества и единичных чешуек серицита. Количество алевритовых зерен кварца и полевых шпатов незначительно ( 1 -3%) . Присутствуют также вторичные карбонаты.

Наконец, третья разновидность аргиллитов, также из Кузбасса (та Же коллекция) , сложена преимущественно угли сто-глинистой массой с примесью алевритовых зерен кварца и полевого шпата, составляющей до 20%. Имеются немногочисленные скопле­ния гидроокисей железа, не превышаюшие размера алевритовых зерен .

Все эти аргиллиты испытывались совместно с мрамором в условиях, совершенно идентичных тем, в которых изучался глинистый алевролит.

В итоге экспериментов установлено , что аргиллиты вьщавливаются в пирофиллито­в�ю оболочку с такой же интенсивностью , как и мрамор , и выяснилось , что , так же как и в опытах с глинистым алевролитом , границы между слоями в процессе дефор­мации оставались ровными.

Таким образом, проведенные исследования показали, что в условиях экспериментов , т. е. при давлениях, превышаюших 2500 кг на 1 см2 и соответствуюших глубинам более 7-8 км, компетентность мрамора и аргиллитов практически одинакова.

Сравнительные данные проведенных опытов показывают, что дисгармоничная склад-

138

чатость , возникающая при совместной деформации карбонатных и глинистых пород вследствие резких различий в их компетентности (податливости, вязкости или пластич­ности) , может считаться типичной лишь для обстановки сравнительно низких темпера­тур и давлений, во всяком случае, ШШIЬ дЛЯ таких условий, при которых необезвожен­ные глинистые породы (различные глины, глинистые алевриты) не подвергаются пр е­образованию в аргиллиты или алевролиты . В термодинамической обстановке, соот­ветствующей глубинам более 7-9 км, глинистые породы типа аргиллитов и алевроли­тов обладают одинаковой или несколько большей компетентностью, чем карбонатные породы , высокая пластичность которых устанавливается уже при сравнительно невысо­ких давлениях и температурах .

В целом можнО установить следующие общие отношения между карбонатными и глинистыми породами в процессе их совместной деформации (рис. 7) . При низких давлениях и температурах такие карбонатные породы, как известняки и мраморы, несомненно, более компетентны , чем глины. С увеличением же давпений и температур компетентность карбонатных пород быстро уменьшается, тогда как глинистых пород в связи с их превращением в аргиллиты и алевролиты существенно возрастает. Ввиду этого на определенных глубинах , превышаюших , судя по результатам экспериментов, 7-9 км, совместная деформация глинистых и карбонатных пород не может привести к дисгармоничной складчатости, вызванной различиями в компетентности пород. Такая общая картина соотношений устанавливается независимо от того , заключены ли тонкие прослои глинистых пород в преобладающей массе карбонатных или наоборот.

В итоге становится совершенно очевидным , что при анализе развития той или иной геологической структуры , а также при моделировании геологических структур на искусственных материалах (петролатуме, пластилине и др .) необходимо учитывать историю тех преобразований, которым подвергаются горные породы в процессе их деформации.

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ ИССЛЕДОВАНИЯ ПРОЦЕССА ПРЕВРАЩЕНИЯ

ГЛИНЫ В АРГИЛЛИТ

Рез-ультаты проведенных экспериментов по совместной деформации карбонатных и глинистых пород показывают, что в связи с резким изменением компетентности и . в частности, пластичности карбонатных пород возможность образования дисгармонич­ных складок в соответствующих слоистых толщах определяется глубинами, на кото­рых протекают процессы деформации . В зависимости от глубин и соответственно от давлений и ' температур меняются также и свойства глинистых пород, преобразующих­ся на глубине из глин в аргиллиты .

lIIироко распространены взгляды , предполагающие, что превращение глины в аргил­лит может быть вызвано двумя причинами. Во-первых, оно может происходить в ре­зультате изменения термодинамической обстановки, во-вторых, осуществляться при низких давлениях и температурах в процесс е кристаллизации присутствующих n гли­нах коллоидов (Рухин , 1953; Викулова, 1 958; Теодорович, 1 958; lIIвецов, 1958; Hatch, Rasta1l, 1 938 ; Реttij оhл . 1949; и др.) . Соответственно могут быть выделены диагенетические и эпигенетические аргиллиты .

Во всех случаях переход глины в аргиллит сопровождается существенными изме­нениями свойств глинистой породы. Хотя природа этих изменений недостаточно ясна, они приводят к образованию взамен глины аргиллитов, главная отличительная особен­ность которых - их каменистость и неспособность размокать в воде. По М.С. lIIвецову, например , "аргиллитами называют породы , на первый взгляд почти неотличимые от глин , но твердые, с трудом скобляющиеся ножом , не размокающие в воде. Они как бы замещают глины в тектонических областях, а на ПJ.атформах встречаются лишь в скважинах на очень больших глубинах . . . они (аргиллиты) представляют продукт силь­ного сдавливания обычных глин с полной их гидратацией , некоторым нарушением строения их решеток и частью их перекристаллизацией" ( 1 958, с. 1 03) .

1 39

Аналогичным образом определяют аргиллиты как каменистые или камнеподобные породы, не размокающие в воде, также Л.Б . Ру хин ( 1 95 3) , М .Ф. Викулова ( 1 958) , г.и. Теодорович ( 1 958) и другие исследователи.

Существующие представления о происхождении аргиллитов основаны преимущест­венно на полевых наблюдениях и их теоретическом анализе, а соответствующие экспе­рименты пока еще весьма немногочисленны, особенно в плане интересующей нас про­блемы превращения глины в аргиллит с глубиной . В дальнейшем наше изложение ка­сается лишь этого вопроса.

В 1946 г . был в ыполнен опыт по уплотнению воздушно-сухого покровного суглин­ка под влиянием больших нагрузок . Изученные образцы имели диаметр 15 мм и высоту 33 мм . Они подвергались давлению под прессом 20 000 кг/ см2 и на копре 36 660 кг/ см2 . Нагрев образцов не .указан. В результате эксперимента "образц·ы грунта из рыхлого пылеватого тела превратились в монолитную массу с ярко выраженной сланцеватостью, возникшей перпендикулярно к действовавшей силе" (Сергеев , 1 946, с. 48) . Было установлено , что дробление гранулометрических частиц суглинка происходило лишь в незначительных размерах и что уплотнение шло путем перемещения частиц. Это дока­зывалось тем , что величины гигроскопичности и тешюты смачивания образцов посне уплотнения остались неизмененными.

Позднее проводились опыты по уплотнению не только суглинков, но и различных глин - моренных , каолиновых и бентонитовых (Сергеев , 1949) . Выяснилось , ЧТО проч­ность образцов глинистых пород после уплотнения резко увеличивается и что для каждой породы существует определенная нагрузка, при которой порода приобретает максимальную прочность . Дальнейшее усиление нагрузки (в некоторых пределах) не увеличивает прочности образца. В экспериментах применялись давления в основном от 5 до 500 кг/см2 • Небольшое количество опытов проводил ось при 1 000 и 2000 кг/см2 . Нагрев , как и в предьщущей работе, не указывался .

Вывод Е.М. Сергеева о сохранении гранулометрического состава глин при их уплот­нении бьVl подтвержден экспериментами В.Д. Ломтадзе ( 1 958) . Он также отметил, что "гранулометрический состав глин сохраняется неизмененным даже после уплотнения их нагрузкой в 7000 кг/см2 , т. е. частицы при таких давлениях не дробятся . Однако при уплотнении в породе развивается ориентированная микротекстура, она появляется уже при 60 кг/см2 " ( 1958 , с . 14 1 ) . Ломтадзе подчеркивает, что "при уплотнении глины вьщеляется огромное количество воды , причем это происходит непрерьщно при повы­шении нагрузки до 3000-5000 кг/см2 и, несомненно , может протекать дальше, до пол­ного ее удаления". Удаляется даже связанная вода, которая переходит, по мнению Лом­тадзе, в свободную.

Существенный интерес представляют также опыты Ц.М. Райтбурд ( 1 960) по изуче­нию процесса седнментации глин и исследованию явлений их деформации. Деформация образцов производилась при ориентированных давлениях до 30 000 кг/см2 (нагрев не указан) . Микроструктура образцов изучена рентгеноструктурным методом. Прове­денные эксперименты показали, что эаметного изменения дисперсности глин при дефор­мации не происходит. Выяснено , что "микроструктура глин, образованных в процессе седиментации, при пластинчатой форме частиц их микроагрегатов (анхикристаллов) имеет тот же характер , что и микроструктура, возникшая в процесс е деформации паст" (Райтбурд, 1960, с. 1 0) .

Таким образом , все эксперименты по уплотнению глин в ысокими давлениями одно­значно указывают на то , что деформация их при ориентированных давлениях, по край­ней мере до 30 .000 кг/см2 , не сопровождается дроблением гранулометрических частиц. Уплотнение происходит только за счет изменения микроструктуры породы.

Тем не менее вызывает сожаление, что ни один из названных выше исследователей не рассмотрел вопрос о том, переходят ли глины в данных опытах в арп1ЛЛИТЫ и если переходят, то каковы минимальные величины давлений и температур , обусловливаю­щие возможность такого перехода. К тому же в опытах совершенно не учитывалось влияние температур , представляющих один из параметров термодинамической обста-1 40

Рис. 8. Схема установки высокого давления, применявшейся при уплот­нении глины

1 - образец; 2-3 - nирофиллит; 4 - уплотнение; 5 - нагревательный элемент, 6 - стальная прокладка; 7 - стенка камеры; 8 - пуансон

новки земных недр_ Таким образом , весьма интересные результаты рассмотреиных выше опытов не могут считаться достаточными для в ыяснения термодинамических условий превращения глины в аргиллит. Все это потребовало постановки специальных экспериментов для дальнейшего развития тех опытов , которые проводились в связи С изучением проблемы дисгармоничной складчатости.

В качестве исходного материала использована к аолинитовая глина Каменского месторождения (Иркутская обл.) из коллекций Ю.Н. Занина. Принадлежность взятой породы к каолинитовым глинам установлена по результатам изучения ее с помощью электронного микроскопа, а также по данным рентгеноструктурного анализа. Цвет глины светло-серый , почти белый. В воде куски глины жадно поглощали воду и быстро размокали. Изредка в глине наблюдались мелкие сфероидальные включения гидрооки­си железа с диаметром не более 1 мм. Из плотных кусков воздушно-сухой каолинито­вой глины вырезались цилиндрические образцы диаметром 7 мм и высотой 2 1 мм , которые затем испытывались в установке высокого давления, схематически изображен­ной на рис . 8 . Усилие на поршни установки передавалось от 220-тонного гидравличе­ского пресса. Электрический ток к нагревательному элементу , изготовленному из угля в виде полого цилиндра, подавался через поршни установки, изолированные от корпуса камеры сжатия . Установка позволяла осуществлять всестороннее сжатие образца. Давление в камере рассчитывалось по усилию на поршне установки. Температура из­мерялась термопарой и записывалась на электронном потенциометре.

Давление на образец увеличивалось постепенно, потом глина выдерживалась при максимальном давлении определенное время , и в конце опыта также постепенно усилие на образце уменьшалось. Длительность эксперимента изменялась от 4 до 48 ч . Всего проведено 7 опытов при различных давлениях и температурах .

В процессе экспериментов выяснилось , что переход глины в аргиллит происходит уже при давлении, равном 2500 кг/см2 , и температуре 2600 с при длительности опьпа 48 ч. Максимальные давления и температуры , при которых наблюдался этот переход, достигали соответственно 20 000 кг/см2 И 5000 С . .

Изменения образца глины во всех опытах бьVIИ однотипными и отличались друг от друга только интенсивностью проявления . В результате воздействия высоких давле­ний и температур исходный материал приобретал темную окраску и сланцеватое сложе­ние в плоскости, перпендикулярной длинной оси цилиндрического образца. После экспериментов образцы легко расслаивались на тонкие таблетки, торцевые поверхности которых были наиболее плоскими и гладкими в опытах , проведенных при максималь­HblX давлениях и температурах . Имевшиеся в исходном материале редкие сфероидаль­ные включения гидроокисей железа расплющивались и приобретали дискообразную форму .

Диаметр образцов не изменялся , что объясняется конструкцией установки, не поз'во­лявшей образцам деформироваться в радиальном направлении. Высота образцов во

1 41

всех опытах существенно уменьшалась : при давлении 20 000 кг/см2 И температуре 5000 с - на 30%, при 2500 кг/см2 и 2600 С - на 20% по сравнению с исходной.

Те образцы, в которых произошло превращение глины в аргиллит, при длительной вьщержке в воде (до 5 сут) не обнаруживали никаких признаков или разбухания даже в острых и тонких краях мелких осколков образцов.

При давлении 1 500 кг/ см2 и температуре 1 000 С превращение глины в аргиллит не наблюдалось , хотя зксперимент длился 2 сут. Образцы после эксперимента размо­кали в воде, хотя глина существенно уплотнилась и высота образца уменьшилась на 18% при сохранении размера диаметра. В процессе деформации цвет глины не изменил­ся и сланцеватость в образце не возникла. Образец распадался на таблетки разной толщины с неровными шероховатыми торцевыми поверхностями. В интервале давле­ний 1 500-2500 кг/см2 и температур 1 00-·2600 некоторые образцы уплотненной глины размокали в воде не сразу , а медленно , в течение нескольких десятков минут.

Общее преобразование глины в аргиллит осуществлялось совершенно постепенно , никаких скачкообразных изменений в свойствах образцов в процессе деформации не обнаружено.

После проведенных нами соответствующих экспериментов появилась еще одна статья , посвященная изучению зависимости механических свойств глин от степени их уплотнения (Кулиев и др., 1964) . Выполненная в прикладных целях , эта работа пред­ставляет общий интерес в связи с задачами изучения процесса превращения глины в аргиллит.

В качестве камеры высокого давления эти исследсватели использовали пресс-фор­му , состоящую из двух толстостенных (отношение внутреннего диаметра к внешнему 1 : 2) стальных цилиндров , примыкающих друг к другу торцевыми частями, и плун­жера. Образцы воздушно-сухой глины измельчали в порошок и В этом виде загружали в пресс-форму. Уплотнение глины происходило под действием вертикального давления пресса и бокового давления стального цилиндра. Образец, по-видимому, не нагревался , так как об этом в статье не сказано. Отсутствуют также сведения об исходной глине и указания на продолжительность экспериментов . Вертикальное давление менял ось от 1 76 ,9 до 3538 кг/см2 • Предполагается , что в момент уплотнения боковое давление было примерно равно вертикальному.

После снятия уплотняющей нагрузки измеряли различные механические свойства уплотненного образца (твердость, модуль упругости, сопротивление на одноосное сжа­тие и т. п.) . Приведенные авторами статьи табличные и графические данные показывают, что с ростом давления происходит постепенное, а не скачкообразное увеличение плот­ности образцов , модуля упругости, сопротивления на сжатие и также плавное изменение других характеристик . их данные хорошо совпадают с результатами наших опытов.

Особенно интересно , что в экспериментах С.М. Кулиева, Ф.А. Аскерова и А.А. lIIам­сиева ( 1 964) в интервале давлений от 2 1 23 , 1 до 2830,8 кг/см2 происходило общее из­менение в поведении образца. Оно связано , по данным этих исследователей , с перехо­дом испытываемого глинистого материала из высокопластичного к упругопластичному состоянию с ярко выраженным пределом текучести.

Опираясь на эти данные и сравнивая их с результатами проведенных нами экспери­ментов , можно предполагать , что такие изменения в общем отвечают переходу глины в аргиллит, так как именно с этого интервала авторы названной статьи приводят зна­чения твердости уллоmенного образца. ВО всяком случае, именно этот интервал совпа­дает с установленным в наших опытах моментом соответствующего преобразования глины , происходившим при 2500 к г/см2 и температуре 2600 С.

Близки друг к другу также и степени уплотнения пород в данном интервале, ука­зываемые этими исследователями и полученные в наших экспериментах. Произведен­ный расчет показывает, что если принять плотность исходной глины, изученной С.М. Ку­лиевым, Ф.А. АскеРОЕЫМ и А.А. lIIамсиевым ( 1964) , равной плоmости образца при минимальных давлениях 176,9 к г/ см2 (плотность исходного образца авторами статьи не указана) , то при 2447 кг/см2 эта глина уплотнилась бы на 24,2%. В наших экспери-142

ментах при давлении 2500 кг/см2 и температуре 2600 с уплотнение произошло до 20%. Аналогичный расчет сделан для давления 1 500 кг/см2 • В опытах названных исследова­телей уплотнение оказалось равным 1 9%, а в наших опытах - 18%. Некоторое различие в результатах , полученных для давления 2500 кг/см2 , объясняется , по-видимому , тем , что в опытах с .М . Кулиева с соавторами глина испьпывалавь бо нагрева, вследствие чего ее упрочение, естественно , оказалось меньшим , чем в наших опытах , проведенных с нагревом до 2600 , поскольку более высокая температура вызывает более быстрый рост прочности породы .

В целом проведенные нами опыты показывают, что в обстановке давлений и темпе­ратур , превышающих соответственно 2500 кг/см2 и 2600 С (т. е. в обстановке, отвечаю­щей глубинам 7-9 км и более) , существование глин невозможно , так как они в этих условиях переходят в аргиллиты . Это, конечно , крайний предел возможного сохранения I'Лины. Ее превращение в аргиллит может происходить и при более низких давлениях и температурах , если на процесс преобразования глины будут накладываться другие факторы, такие, как явление кристаллизации коллоидов или недостаточно еще учиты­ваемый фактор времени.

Во всяком случае , приведенные в ыше результаты изучения полностью подтверждают представления, изложенные в предыдущем разделе, о том, что дисгармоничная склад­чатость при совместной деформации глинистых и карбонатных пород типична лишь для сравнительно небольших глубин, не превышающих 7-9 км.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Экспериментальные исследования в тектонике до недавнего времени опирались преимущественно на использование искусственных материалов. Такие исследования позволяют моделировать процесс образования различных тектонических структур, но требуют при этом строгого соблюдения условий подобия. Между тем недостаточ­ность сведений о физик о-механических свойствах горных пород, в соответствии с которыми должны подбираться искусственные материалы, и в особенности об изме­нении этих свойств в недрах Земли существенно затрудняет моделирование и огра­ничивает его возможности. К тому же в опытах с искусственными материалами совер­шенно невозможно изучать те преобразования внутреннего строения горных пород, которые возникают в обстановке высоких давлений и температур и оказывают огром­ное влияние на процессы деформации.

Только с развитием техники высоких давлений и температур представилось возмож­ным осуществлять опыты по деформации естественных горных пород в реальной тер­модинамической обстановке, отвечающей глубинным зонам Земли. Предпринятые впервые в начале текущего столетия такие опыты позволили подойти к изучению действительных процессов деформации горных масс, происходящих в условиях боль­ших глубин, и, следовательно, к анализу тех явлений, которые составляют основу наших представлений о путях образования тектонических структур. Такое направление экспериментальных исследований в тектонике определилось в нашей стране уже в середине текущего столетия, а сейчас оно понемногу завоевывает всеобщее признание.

Процессы деформации горных пород в связи с анализом различных геологических и тектонических проблем изучаются не только в СССР, но также и за рубежом, в част­ности в ClIIA, где они особенно энергично про водятся под руководством Д. Григгса, а также во Франции и в Австралии, где они начаты сравнительно недавно.

В плане развития таких исследований возможен выбор различных путей. В наших исследованиях, первые итоги которым подведены в настоящей работе, была предпри­нята попытка изучать некоторые общие геологические проблемы, имеющие непосредст­венное отношение к тектонике, используя технические средства, позволяющие дости­гать сравнительно высоких давлений и температур. Нам представлялось существенно важным исследовать не просто деформационные особенности какого-либо определен­ного типа пород в обстановке высоких давлений и температур, а те процессы, которые

1 43

осуществляются в сложных образцах, состоящих из разных горных пород, при их совместной деформации в этой обстановке.

Так как при изучении геологических структур в природных условиях приходится сталкиваться преимущественно со слоистыми толщами пород, в опытах были применены слоистые образцы, состоящие из различных горных пород. Рассмотренные в настоящей работе результаты изучения на таких образцах структур будинажа, возможностей внед­рения гипербазитов в твердом состоянии, дисгармоничной складчатости карбонатных' и глинистых пород, а в связи с явлениями дисгармонии также процесса превращения глины в аргиллит опираются на качественные показатели и представляют отдельные звенья начатых исследований в области экспериментальной тектоники, преследующих общую цель изучения явлений деформации горных пород в глубинных зонах Земли. Дальнейщее развитие таких исследований, несомненно, позволит более строго подойти к оценке ряда теКТ,онических гипотез, а с переходом к количественному учету резуль­татов деформации откроет возможности для приложения математических методов к анализу многих геологических проблем.

ДЕФОРМАЦИЯ ГИПЕРБАЗИТОВ ПРИ ВЫСОКИХ ДАВЛЕНИЯХ

И ТЕМПЕРАТУРАХ*

Еще в 1 962 г. академик А.л. Яншин подчеркнул важность тектонических экспе­риментов, связанных с исследованием деформаций горных пород при высоких дав­лениях и температурах. С тех пор на протяжении многих лет эти исследования состав­ляют одно из главных звеньев в работе лаборатории экспериментальной тектоники Института геологии и геофизики Сибирского отделения Академии наук СССР. Начатые на слоистых образцах, представляющих пары кварцит-известняк, известняк-аргиллит и др., эти эксперименты затем бьmи направлены на исследование тех пород, которые представляют, как предполагается многими исследователями, наиболее глубокие го­ризонты земной коры или верхние горизонты мантии Земли. К таким породам, в част­ности, относятся гипербазиты, исследованию деформационных свойств которых посвя­щена настоящая статья.

Известно, что механические свойства гипербазитов и особенности их деформации при высоких давлениях и температурах изучены недостаточно, а при давлениях, пре­вышающих 5000 кг/см2 , И температурах в сотни градусов Цельсия, достигаемых в аппаратах типа УНОВД (Лучицкий и др., 1968) , вообще не исследованы (Справоч­ник . . . , 1 969) В данной работе излагаются первые результаты изучения деформацион­ных свойств гипербазитов, проведенного в лаборатории экспериментальной тектоники. В выполнении экспериментов принимал участие А.А. Глушенко.

Эксперименты выполнены по методике, описанной в работе Лучицкого и др. ( 1968) . Дополнительно в аппаратуру были внесены изменения, позволяющие измерять ско­рость продольных волн Vp в горных породах при высоких давлениях и температурах. Для возбуждения ультразвуковых колебаний использовались пьезодатчики из цир­конат-титанат-свинца, размещение которых в камере предохраняло их от воздействия нагрева. Время прохождения импульса через образец фиксировалось усовершенство­ванным сейсмоскопом ИПА.

* Проблемы общей и региональной геологии. Новосибирск : Наука, 1 97 1 . С. 148-1 52. Совместно с В.И. Громиным , Г.Д. Ушаковым.

1 44

Испытуемые образцы, имевшие цилиндрическую форму и размеры d = 1 5 мм и h = 30 мм, покрьmались медной оболочкой. Боковое давление Рве на образец переда­валось через полисилоксановую жидкость и максимально достигало 1 2 000 кг / см2 •

Направленное деформирующее сжатие Рор прикладывалось с помощью стальных пуан­сонов к торцам образца и изменялось в соответствии с прочностью горной породы независимо от Рве . Опыты проводились при 450, 2500 с и при комнатной температуре. Скорость деформации во всех экспериментах бьmа приблизительно постоянной и равнялась 1 0-5 c- 1 .

Испытаниям бьmи подвергнуты три типа оливиновых пород. Оливинит 904 (Коль­ский полуостров, Мончегорский район) сложен почти полностью оливиновыми зернами размером 0,8-1 мм и обладает панидиоморфной равномернозернистой структурой. Помимо оливина, встречаются шпинель и очень редко мелкие зерна пироксена. Дунит 363 (Чукотка, коллекция Г.В. Пинуса и В.В. Велинского) по составу и структуре похож на оливинит 904. Размер оливиновых зерен 0,5-1 мм. В небольшом количестве имеются хром-пикатит, пироксен и серпентин. Плотность этих пород одинаковая и равна 3 ,3 г/см3 • Дунит 364 (Чукотка, та же коллекция) является существенно серпен­тинизированной оливиновой породой такого же состава, что и дунит 363 , и обладает плотностью 3,08 г/см3 . В экспериментах был использован также один образец серпенти­нита (Кольский полуостров, Мончегорский район) , состоящего из беспорядочно распо­ложенных пластинок антигорита размером от 0,1 до 1 мм. Отмечена не значительная примесь рудных минералов.

Каждая кривая по диаграмме напряжение-деформация (рис. 1) построена, как пра­вило, по трем или более образцам одной и той же породы и имеет разброс 'значений дифференциального напряжения в пределах от 200 до 400 кг/см2 . График зависимости относительной линейной деформации е от Рве представляет собой усредненную кривую, построенную по данным сжатия 10 образцов оливинита 904 и дунита 363. Кривая сжимае· мости {3 получена путем графического дифференцирования функции Дl/l = f (Рве) с учетом того, что Д V/V = 3 д l/l, где д l/l = е ; д V/V - относительная объемная дефор­мация.

Основные реэультаты опытов сводятся к следующему. Большинство образцов после деформирования приняло слабо выраженную боченкообразную форму. Некоторые остались цилиндрическими, но с уменьшенной высотой и увеличенным диаметром по сравнению с исходными размерами. Единичные образцы испытали утолщение вблизи одного торца.

Характерно возникновение пересекающихся диагональных трещин, углы между ко-о

торыми И направлением Рор изменчивы и колеблются от 20 до 44 . Наиболее часто встречаются значения 33-350 . Вместо трещин иногда образуются осветленные диаго­нальные зоны, или осветление охватывает весь образец, что связано с тонким дробле­нием периферических частей зерен.

Деформированные образцы резко отличаются от исходных по структуре. Наряду с крупными трещинами, рассекающими весь испытанный образец ми несколько зерен, наблюдается отсутствующая в исходных образцах сетка мелких трещин, расчле­няющая зерна на части . По такой сетке трещин происходит тонкое стирание оливино­вых зерен. Возннкшая оливиновая пыль выполняет роль цемента и облегчает смеще­ние зерен или их частей относительно друг друга, благодаря чему осуществляется общая деформация образца. В результате действия высокого всестороннего сжатия оливиновая пыль уплотняется и скрепляет между собой зерна. Поэтому после дефор­МJfрОВания образцы остаются монолитными и не разрушаются . Густота сетки трещин и степень дробления зерен в основном определяются величиной общей деформации образца и практически не зависят от всестороннего сжатия и температуры (в исследо­ванном диапазоне термодинамических условий) .

Особенности деформации определяются также типом породы. Близкие по составу и структуре породы 904 и 363 деформируются почти одинаково, т .е. путем образования сетки мелких трещин, дробления зерен и их линейного смещения, реже вращения. В сер-

10.38к. 1492 1 45

'" � � " ... ' � х

'о'" I

'<1'

/0' /.6'

/� /2

/1/

о'

q 1 fj 2

2

--- q

2 -------

//7 /q /0' ex /fj-Z

Рис. 1. Диаграмма напряжение-деформаци�

J

х х

Z �

а, - аз - дифференциальное напряжение ; € - относительная деформация. Сплошиые линии -оливинит 904 , пунктир - дуиит 363 , штрихпунктир - дунит 364, точки - серпентинит; 1 - 2000 кг/см' , 2 0° С ; 2 - 8000 кг/см' , 2 0° С ; 3 - 8000 кг/см' , 2 5 0° С ; 4 - 8 000 кг/см ' , 450° С ; 5 - 4000 кг/см' , 2 0° С ; 6 - 4000 кг/см' , 2 5 0° С

Рис. 2_ Диаграмма зависимости относительной линейной деформации € (1) И сжимаемости {З (2) от всестороннего сжатия Рве для оливинита и дунита

пентинизированном дуните 364 дробление выражено в меньшей степени, зато характер­но интенсивное смещение зерен 11 особенно их вращение.

Количественная зависимость типа деформации породы от ее состава и структуры видна на рис. 1 . Сплошные и пунктирные кривые 2 и 4, описывающие деформацию почти полностью оливиновых пород 904 и 363, занимают близкое положение на графи­ке. Прочность серпентинизированного дунита 364 гораздо меньше, чем пород 904 и 363. Например, при РВ С = 8000 кг/см2 И комнатной температуре для деформирования поро­ды 364 на 1 0% требуется дифференциальное напряжение в 1 ,65 раза меньшее, чем для деформирования на ту же величину пород 904 и 363. I

Для образцов одной и той же породы выявлена отчетливая зависимость деформа­ционных свойств от величины РВ С И температуры. 10%-ная деформация оливинита, например, в условиях комнатной температуры и Рв с = 4000 кг/см2 достигается при аl -а2 = 9500 кг/см2 • Та же деформация при комнатной температуре , но при РВ С =

= 1 2 000 кг/см2 может быть получена уже при резко увеличенном дифференциальном напряжении, равном 1 6 700 кг/см2 • Возрастание температуры снижает дифференциаль­ное напряжение. В том же примере с 1 0%-ной деформацией при РВС = 4000 кг/см2 увеличение температуры от комнатной до 2500 С уменьшает диффер�нциальное напря­жение от 9500 до 8000 кг/см2 .

В условиях всестороннего гидростатического сжатия и комнатной температуры обна­ружена почти линейная зависимость € от Рв с для пород 904 и 363 (рис. 2) . Лишь в диапазоне от 1 до 3-4 тыс. кг/см2 существует незначительное отклонение данной зави­симости от линейного закона. Аналогично изменяется сжимаемость пород: при Рв с =

= 1 -7 4000 кг/см2 она уменьшается сравнительно значительно, а далее , вплоть до 1 2 000 кг / см2 , сжимаемость почти постоянна. Следует отметить невысокую сжимае­мость оливинитов и дунитов по сравнению, например, с кварцевыми породами. Полу­ченные данные в общем соответствуют известным в литературе материалам (Воларо­вич, Балашов, 1 959; Надаи, 1969) , хотя такие материалы единичны и относятся к невысоким значениям Рв с . В работе А. Надаи ( 1 969) указано, что при РВ С = 2000 бар дунит имеет 13 = 0,93 · 1 0-6 , в "Справочнике . . . " ( 1 969) для дунита при Рв с = 4000 бар

1 46

приведено значение {J = 0,80 · 10-6 бар- l . В наших опытах {J = 1 . 1 0-6 см2 при Рве =

= 2000 кг/см2 И {J = 0 ,9 . 1 0-6 см2 /кг при Рве = 4000 кг/см2 . С низкой сжимаемостью, по-видимому, связан не значительный рост скорости про­

дольных волн Vp • в условиях атмосферного давления и комнатной температуры оли­винит 904 имеет Vp = 7 1 00 м/с, при Рве = 2000 кг/см2 Vp = 7500 м/с, а при Рве =

= 8000 кг/см2 Vp = 7600 м/с. Таким образом, основной прирост Vp происходит при давлении до 2000 кг/см2 , а после 3-4 тыс. кг/см2 значение Vp остается практически постоянным при повышении давления до 8000 кг/см2 . Для сравнения укажем на увели­чение Vp в перидотите из Мончегорского района от 7300 м/с при атмосферном давле­нии до 7700 м/с при 4000 кг/см2 (Воларович и др., 1 965) . В дуните (гора Дун) увели­чение давления от атмосферного до 6000 кг/см2 вызывает рост Vp от 7500 до 7920 м/с (Справочник . . . , 1 969) .

Проведенные опыты позволяют объяснить образование "петельчатых" структур, широко распространенных 'в ультрабазитах. В микрозонах дробления ' оливиновый материал тонко истирается и по сравнению с крупными неразрушенными зернами становится более проницаемым для растворов и легче вступает в химические реакции. В результате серпентинизация происходит в первую очередь по микрозонам дробле­ния, имеющим "петельчатый" рисунок.

Геологическое значение описанных экспериментов состоит также в том, что коли­чественными данными (см. рис. 1 ) подтвержден сделанный ранее в качественной форме вывод о большой роли серпентинитов в образовании "холодных интрузий" гиперба­зитов (Лучицкий и др., 1 967) .

Представляется важным также вывод о независимости деформационной структуры от абсолютных величин напряжений, вызвавших деформацию. Такая структура опре­деляется не всесторонним сжатием, а общей деформацией геологического тела, зави­сящей от разности напряжений и длительности деформаций.

ТЕКТОНИЧЕСКОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ В ИСКУССТВЕННОМ МАГНИТНОМ ПОЛЕ*

Идея использования искусственного магнитного поля не привлекалась к геологи­ческому эксперименту, и в частности к тектоническому моделированию. Между тем, как показали исследования, проведенные в отделе тектоники Института геологии и геофизики Сибирского отделения АН СССР, опыты по созданию геологических струк­тур в магнитном поле более или менее мощных электромагнитов, несомненно, предс­тавляют интерес.

Значение подобных экспериментов разнообразно . Прежде всего в магнитном поле можио простейшим образом имитировать влияние гравитационных сил на модель конкретной геологической структуры. Известно, что при моделировании весьма важно соблюдать требования теории подобия, в частности в отношении пропорционального изменения величины ускорения силы тяжести. Предполагается, что в принципе можно задавать различную величину множителя подобия ускорения силы тяжести путем центрифугирования (Гзовский, 1 960б) . Практически же осуществление таких иссле­дований, как показывают, например, опыты Г. Рам берга (Ramberg, 1 963) , сопряжено с бопьшими техническими трудностями. В искусственном магнитном поле тектони­ческие эксперименты могут быть выполнены в стационарных условиях, допускающих

* ДОКЛ. АН СССР. 1 967. Т. 1 74, N2 5. С. 1 1 7 3 - 1 176. Совместно с П.М, Бондаренко. 1 47

Рис. 1. Зависимость давления (J' -сила притяжения) магнитоактивного слоя от глубины его залегания (Н -

расстояние от полюса магнита) в модели

Давление образца: 1 - вне магнит-ного поля , 2 - при Н = 1 000 эрстед. 3 - при Н = 2000 эрстед

многократное увеличение сил, оказьшающих влияние на модель и подобных силам гравитации. В наших опытах для таких сил по сравнению с обычными гравитацион­ными достигал ось 20-кратное увеличение.

Ценность работ по моделированию геологических структур в магнитном поле опре­деляется, кроме того, перспективами. изучения на моделях процессов уплотнения, типичных, по представлениям Н.С. llIaTcKoro ( 1955) , а также С .И. Субботина и др. ( 1 964) , для глубоких недр Земли.

Такие эксперименты приобретают определенное значение в сочетании с проведен­ными ранее опытами авторов по разуплотнению модельного материала (измельчен­ного вермикулита) под нагревом, имитирующими аналогичные явления, протекаю­щие в земных глубинах и рассмотренные в концепциях Б. Виллиса (Wi1lis, 1936) , С.И. Субботина и др . ( 1964) .

В процессе экспериментов было выявлено еще одно важное качество тектоничес­кого моделирования в искусственном магнитном поле : такое моделирование позво­ляет не только создавать внутри модели разнородные поля напряжений, но и менять их в зависимости от целей и задач, выдвигаемых перед конкретным эксперименталь­ным исследованием. Другими мето.'�ами, в частности и. центрифугированием, осущест­вить это невозможно.

Применяя магнитные поля к изучению геологических структур на моделях из экви­валентных материалов, можно создать в таких моделях подобие поперечного профиля земной коры по заданному и заранее рассчитанному графику, определяющему законо­мерное увеличение давления с глубиной (рис. 1 ) . При обычных экспериментах такая возможность практически отсутствует , вследствие чего различия давлений в разных частях модели остаются практически ничтожно малыми, что резко отличает модель от природного объекта - того или иного участка земной коры. Моделирование в магнитном поле открывает, таким образом, принципиально новый путь в области экспериментального исследования в тектонике.

С технической стороны развитие работ по моделированию в магнитном поле опре­деляется возможностями подбора соответствующих поставленным задачам эквивалент­ных материалов и электромагнитных установок . Все эквивалентные материалы, при­меняемые в обычных тектонических экспериментах (глины с примесью тонкозернис­того песка или без него, желатин, технические вазелины, воск , гипс и др.) , пригодны и для опытов , проводимых В искусственном магнитном поле. Однако наряду с такими не магнитными материалами необходимо привлекать различные магнитоактивные плас­тичные материалы, представляющие собой влажные тонкодисперсные массы ферромаг­нетика, либо чистые, либо рассеянные в среде, используемой в обычных опытах по тектоническому моделированию. Изготовленные соответствующим образом смеси из глины, желатина, пластелина и гипса с магнетитов ой пудрой оказались вполне пригод­ными для экспериментов. Все эти смеси применялись в различных сочетаниях с немагнитными эквивалентными материалами, что позволило существенно разнообра­зить обстановку опытов. Магнитное поле создавали не стандартным электромагнитом, любезно предоставленным в наше распоряжение с.и. Голосовым. Электромагнит 1 48

.4

8

Q , z J 9 .fCM I

I I I 1 1 1 1 I I I I I I 1 1 1 ' I 1 " " I I I 1 1 1 1 I I I I 1 1 1 1 I 1 1 1 1 I 1 1 1 1 I " • ' 1 1 ' I t I , I 1 .. I , 1 1 ' I I 'Н I

\ \ , \ " /l '

, , / I

, 2 !

l ' I l ' ,

' Уем I Рис. 2. Системы складок в возникающей трехслойной модели в искусственном магнитном поне

А - складки, возникшие в р ез ультате впячивания линейных зон в участках магнитных силовых линий ; Б - впячивание слоев на крыльях и растяжение на своде антиклинали ; В - выжимани е подстилающего слоя в зонах с калывания, J - стр уктурный слой (влажная глина) ; 2 - магнитоак­тивный слой ; 3 - подстилающей слой из техничес кого в азелина, Прерывистыми линиями здесь и на рис . З, 4 показаны магнитные силовые линии и зоны их относительного сг ущения

,

Рис. 3. Зоны впячивания над участком уплотнения, моделирующие авлакоген пачелмскоrо типа А - модель ; Б - схема по тектоничес кой карте СССР 1 9 6 1 г. J - стру ктурный слой ; 2 - магни

тоактивный слой ; 3 - уплотняющий слой (поролон); 4 - магнитоактивный слой, обогащенный магне ­титом

\ I 1 1 1 1 1 1 I I I , I I I \ ' : : : : : : : : : ,' ,' ,' ,' \ О\..! \.....I.--"�.....,j"--... r....l......,jf....;CN ..... ,

Рис. 4. Флексура и сбросовая сту­пень, возникшие в результате уплот­нения подстилающего слоя

Обозначения см. на рис . 3

представлял собой плоский соленоид с железным сердечником 200 мм. В необходи­мых случаях на открытой поверхности полюса магнита размещали стальные накладки различной формы. Максимальная напряженность магнитного поля, создаваемого злектромагнитом, составляла около 2500 эрстед.

Серия опытов по тектоническому моделированию в магнитном поле включала : 1 ) создание складок в неоднородном поле напряжений ; 2) выжимание материала под давлением кровли (диапировые структуры, интрузии , нептунические дайки) ; 3) подко­ровые уплотнения ; 4) образование флексур и сбросов .

Система складок возникала в трехслойной модели , в которой средний слой состоял из влажной глины, насыщенной магнетитов ой пудрой, верхний - из влажной глины, лишенной примесей, и нижний слой - из технического вазелина.В процессе эксперимента происходило впячивание линейных зон в участках сгущения магнитных силовых линий и образование чередующихся удлиненных складок (рис. 2,А) . В других таких же трехслойных моделях в неоднородном магнитном поле были получены складки, сопро­вождаемые не только участками впячивания в их обрамлении, но и зонами растяжения на своде (рис. 2, Б) . Появление зон разрыва в сочетании с впячиванием способствовало возникновению структур, в которых нижний слой надлежащей консистенции выжимал­tя вверх по трещинам (рис. 2, В) . Используя в качестве эквивалентного материала поролон, представилось возможным получить также картину уплотнения в нижнем слое и образования структур проседания. При соответствующем размещении зон уплотнения были созданы модели структур, имеющих вид Пачелмского прогиба на Русской плат­форме (рис. 3) . Флексуры и сбросы (рис. 4) также возникали в процессе уплотнения нижнего (на модели) слоя, и способ их образования был весьма близок к тому, кото­рый предполагается в работе С.И. Субботина и др. ( 1964) .

В целом проведенные опыты преследовали цель продемонстрировать различные приемы моделирования тектонических структур в искусственном магнитном поле и представить первые результаты исследования в этой области. Дальнейшее развитие таких исследований представляется совершенно необходимым. Следует иметь в виду, в частности, перспективы применения магнитных полей для изучения напряжений, возникающих в оптических моделях вне связи с внешними механическими воздействия­ми, а под влиянием сосредоточенных или рассеянных магнитных масс, расположенных внутри модели из оптически активного материала.

Как следует из приведенных данных, моделирование геологических структур в искусственном магнитном поле отличается некоторыми принципиально новыми осо­бенностями по сравнению с обычным моделированием, опирающимся на применение немагнитных эквивалентных материалов. Главные из зтих отличий определяются возможностями предлагаемого метода в области : 1 ) создания определенной системы напряжений внутри модели без приложения внешних механических усилий, вследствие чего устраняется влияние краевых эффектов, существенно осложняющих обычное тектоническое моделирование; 2) изучения моделей, построенных с учетом множителя подобия ускорения силы тяжести, значения которого в стационарной невращающейся модели могут быть многократно увеличены под влиянием сильного магнитного поля, моделирующего поле гравитации.

Особенности предлагаемого метода моделирования подчеркивают перспективы его использования не только в геологии, но и в других областях науки. 1 50

ЭКСПЕРИМЕНТЫ ПО МОДЕЛИРОВАНИЮ СВОДОВЫХ ПОДНЯТИЙ

БАЙКАЛЬСКОГО ТИПА*

ВВЕДЕНИЕ

После того как Н.С. lIIатский ( 1 932) обратил внимание на сходство Байкальской системы впадин с Африкано-Аравийским рифтом, а Е.В. Павловский ( 1937, 1 948) обосновал выделение Байкальского свода, проблема сводовых поднятий подверглась широкому обсуждению в нашей стране. Сравнительно недавно эта проблема была рас­смотрена Н.А. Флоренсовым ( 1 960) и И.В. Корешковым ( 1960) , привлечена к анализу закономерностей размещения магматических формаций Ю.А. Кузнецовым ( 1 965) и к изучению послетриасовой тектоники Сибири К.В. Боголеповым ( 1 963) .

Экспериментальное исследование сводовых поднятий байкальского типа путем моделирования не предпринималось, как, впрочем, не было и попыток моделировать какие-либо крупные геологические структуры Сибири. Таким образом, проведен­ные нами опыты в известной мере восполняют пробел в общей работе по изучению процессов образования геологических структур. Работа проведена в рамках деятель­ности лаборатории экспериментальной тектоники Института геологии и геофизики Сибирского отделения АН СССР. Этой работой открывается еще один путь в системе экспериментальных исследований, проводимых в лаборатории, где ранее бьmи пред­приняты усилия к организации в первую очередь опытов с естественными горными породами (Лучицкий и др. , 1 963 , 1 964) . Отличие этого нового для лаборатории пути определяется тем, что моделирование здесь связано с использованием в эксперимен­тах искусственных (эквивалентных) материалов. Такое моделирование широко применяется в различных областях естествознания, в том числе и в геологии, и опирается на основы теории подобия, разработанной в приложении к эксперименталь­ной тектонике, в частности, Е.Н. Люстихом ( 1 949) , М.В. Гзовским ( 1 963) и др.

Известно, что строгое соблюдение требований теории подобия в тектонике весьма затруднено из-за отсутствия возможностей проводить опыты в течение ДJ1П'rельного времени, а также в условиях существенного изменения напряженности гравитацион­ного поля. Кроме того, эквивалентные материалы лишены тех свойств, которые определяются внутренней структурой горных пород и резко выраженной анизотропией отдельных элементов их строения. В процессе тектонического моделирования, по-ви­димому, приходится переходить такую границу, отделяющую огромный длительно формирующийся геологический объект от его модели , за пределами которой свойства деформируемого эквивалентного материала приобретают принципиальные качествен­ные отличия, не позволяющие обеспечить строгое соблюдение требуемых условий подобия. В таком плане можно провести параллели с качественными изменениями, наблюдаемыми, например, при переходе от процессов деформации материалов, проис­ходящих в условиях к ратковременного нагружения , к процессам, протекающим длительно и вызывающим ползучесть этих материалов .

Тем не менее моделирование геологических структур, выполненное Б. Виллисом ( 1934) для Аппалачских гор, В. Паульке (Paulcke, 1 9 1 2) для Альп, Г. Клоосом (Cloos, 1 928Ь, 1 939) для Рейнской области и смежных территорий, М .В . Гзовским ( 1 963 и др.) для Байджансайского антиклинория в Тянь-lIIане , Н.Б. Лебедевой ( 1 956, 1962б) и А.М. Сычевой-Михайловой ( 1 958) для диапиров и платформенных складок Европей­ской части СССР и другими исследователями, показывает, что, несмотря на возникаю­щие затруднения, при работе с эквивалентными материалами, избираемыми с учетом теории подобия, могут быть получены весьма интересные и важные выводы.

· Геотектоника. 1 967. Ng 2. С. 3 - 19. Совместно с П.М. Бондаренко. 151

ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ

Проблема сводовых поднятий не нова. По-видимому, Эли де Бомон впервые в начал"е проumого столетия (Beaumont, 1 827) обратил внимание на общее изгибание поверхнос­ти земной коры в области Рейнского грабена и на закономерное расположение грабена в замке наблюдаемого здесь пологого свода. Рисунок Эли де Бомона (рис. 1 ) наглядно иллюстрирует его представления об оседании центральной части арки, возникшей под влянием горизонтального сжатия. Эту концепцию поддерживали в дальнейшем А. Лап­паран (Lapparent, 1 886/ 1 887, 1 898) и многие другие исследователи, хотя в конце XIX в. ее отверг Э. Зюсс (Suess, 1880) . Взглядам Эли де Бомона Э. Зюсс противопоста­вил представление об обрушении отдельных участков земной коры, не связанном с какими-либо поднятиями; он считал, что уступы, ограничивающие Рейнский грабен, ныне располагаются на том же уровне, на котором они находились первоначально.

Несмотря на резко выраженное отрицательное отношение к проблеме сводовых поднятий в понимании Эли де Бомона, Э. Зюсс сыграл положительную роль в ее раз­работке, так как ему принадлежит несомненная заслуга первого обоснованного срав­нения Рейнского грабена и системы африканских рифтовых долин (Suess, 1 89 1 ) . Зюсс указал на некоторые черты отличий между этими геологическими структурами, но подчеркнул их общность как типичных, по его мнению, структур растяжения.

К началу текущего столетия стало известно, что африканские рифтовые долины, так же как и Рейнский грабен, приурочены к оси пологого свода. На это указал, в частности, И. Грегори (Gregory, 1 894) , который выявил расположение большой риф­товой долины ВосточнЬй Африки на том месте, где прежде вместо нее бьm широкий пологий свод; он высказал предположение о возникновении рифтовой долины в результате оседания узкой полосы земной. коры между параллельными сбросами. Для объяснения механизма образования риф та и. Грегори привлек идею Эли де ро­мона об обрушении замка свода. Тогда же Ф. Мартонн (Магtоnnе, 1 897) отметил при­уроченность рифтовых долин к главным осям поднятий. А. Лаппаран (Lapparent, 1 898) рассматривал Восточную Африку в целом как обширную, сильно приподнятую, долготно �ытянутую арку, в которой вдоль оси возникла зона обрушения в тех местах, где предшествующее поднятие бьmо особенно значительным.

Представления И. Грегори, Ф. Мартонна и А. Лаппарана поддержал затем Э. Абенданон (Abendanon, 1 9 1 4) . Он выдвинул общую идею формирования огром­ных складок, вовлекающих в изгибы крупные сегменты земной коры, и предпо­ложил, что африканские рифтовые долины возникли в результате растяжения в анти­клинальной зоне именно такой меридионально вытянутой гигантской складки, глубин­ные зоны которой подверглись деформации под влиянием сжатия. Широкое значение таких глубинных складок установил впоследствии Э. Арган ( 1 935) .

В известной мере в разрез с идеями, предполагающими образование грабенов на своде в результате растяжения, umи факты, указывающие на существование надвигов в обрамлении Рейнской долины (Salomon, 1 903, 1927) и африканских рифтовых впадин (Uhlig, 1907 , 1 9 1 2) . Поэтому при изучении рифтовой системы Африки сперва Э. Вейланд (Wayland, 1 92 1 ) , а затем Б. Виллис (Willis, 1 928; рус. пер. 1 934а) вновь подчеркнули важную роль горизонтального сжатия в процесс е образования впадин. Б . Виллис даже противопоставил представлению о рифте как о структуре , возни­кающей в результате растяжения, идею рампа, образующегося под влиянием горизон­тального сжатия. Б. Виллис также существенно уточнил представления о механизме образования свода, сопровождаемого типичными для рампа впадинами, обрамлен­ными системой надвигов. По его мнению, свод возникает под действием глубокого сжатия кристаллического основания, обусловливающего укорочение в направлении сжатия и удлинение масс в направлении наименьшего сопротивления, т.е. вертикаль­но вверх. Свод, таким образом, по Б. Виллису, представляет собой широкую арку, которая была образована вертикальным поднятием твердых пород основания. Это движение создало условия растяжения и образование нормальных сбросов в поверх-1 52

А

�зCEGr���=S�������-------/!ШШНU РЕ'инu

Рис. 1. Рейнский грабен по Эли де Бомону (Beaumont, 1 827) А - общий вид: Б - схема строения

---

ностной части земной коры. Б . Виллис предполагал, что вследствие сжатия на глубине возникает пологая плоскость скольжения, единый надвиг, расположенный в той зоне, где внутренняя температура земной коры настолько высока, что только чрезвычайное статистическое давление затрудняет расплавление пород. При этих условиях неуравно­вешенное напряжение, по его представлениям, способствует плавлению.

Исследованию рифтовых долин Африки Б . Виллис позднее посвятил капитальный труд (Wil1is, 1 936) , в котором изложил и детально обосновал свои взгляды на проис­хождение связанных с этими долинами сводовых поднятий. Его гипотеза астенолита дает наиболее полное объяснение при роды этих замечательных СТруктур и механизма их образования. Первоначальные представления Б . Виллиса (Wi11 is, 1928) о расплав­лении под�оровых масс вследствие возникновения на глубине плоскости скольжения в этой и в более поздних работах (Wi1lis В . , Willis R., 1 94 1 ) существенно меняются. Подкоровый очаг плавления, астенолит, возникает, по его мнению, под влиянием радио­активного тепла. Увеличение температуры приводит к расширению вещества в твердом состоянии и обусловливает появление слабого поднятия над астенолитом. Дальнейший нагрев вызывает расплавление вещества коры и увеличение его объема на 5%. В итоге над астенолитом образуется сравнительно крупное поднятие, достигающее высоты нескольких тысяч метров. С этой концепцией Б. Виллис связывает не только свои взгляды на возникновение рифтовых долин, то также и общие предстазления о боко­вом напоре и вертикальном раздавливании. Впрочем, ограниченные возможности таких представлений в приложении к проблеме магматизма и горообразования были по казаны ранее Ю.А. Косыгиным ( 1 948) . Следует отметить, что в капитальном труде Б . Виллиса (Wi11is, 1 936) важным явилось признание широкого распространения сбросов, распо­ложенных в обрамлении рифтовых долин и вызванных растяжением.

Вскоре после выхода в свет большой работы Б . Виллиса обобщающий труд по сво­довым поднятиям И сопровождающим их грабенам был представлен Г. Клоосом (Cloos , 1 939) . В этом труде было рассмотрено образование грабенов на сводах и дано их сравнение по материалам, характеризующим рейнские и африканские структуры (рис. 2) , Клоос очень внимательно проанализировал палеогеографию Рейнского свода, сопоставил его с Восточно-Африканским и Нубийско-Аравийским сводами и пришел к выводу о геометрически закономерном размещении на них грабенов . Он обратил внимание на весьма типичную виргацию сбросов в области погружения свода (рис. 3 ,А) и дал механическое объяснение этому явлению (рис. 3 , Б) .

Впрочем, вопросы механизма образования сводовых поднятий в целом Г. Клоос, в сущности, не рассмотрел ; изложенная им общая теория ограничена определением происхождения грабенов в результате антитетического вращения (рис. 4) . Тем не ме­нее его работа привТ!екает особое внимание потому, что в ней изложены результаты выполненных им экспериментов, показывающих возможность образования грабенов вследствие растяжения, возникающего в изогнутом пласте глины, лишенном поддерж­ки в его наиболее приподнятой части (рис. 5) . Хотя опыты Г. Клооса подверглись сравнительно недавно критике со стороны Ф. Кюенена (Киепеп, 1965) , они представ-

1 53

-' 1 \,� � } )��\

.717 /6"6"к,м

�Я1КN 0\

\\ �� ��PKM)P SP_ I-J I-J

Рис. 2. Рейнский грабен и другие примеры крупных грабенов с разветвляющимися окончаниями (по Г. Клоосу ) . Красное море перевернуто

J - Рейнский грабен; 2 - Красное море, северное окончание; 3 - Веттерн, южное окончание ; 4 - Ньясса, южное окончание; 5 - Танганьика, южное окончание ; 6 - Большой грабен, южное окончание

!1 5 /-: . , \ . . '., "

Рис. З. Эксперименты Г. Клооса, поясняющие виргацию грабенов в области их затухания А - рисунок результатов опыта по деформации глин; Б - поясняющий эскиз Г. Клооса ; J -

сбросы ; 2 --,. изогипсы ; 3 - оси удлинения зллипсоида деформ ации

.4 Рис. 4. Блок-схема, изображающая антитетическое вращение (по Г. Клоосу)

AEDE. A. - поднятие; ECD и т.д. - антитетические оси вращения на краях грабена; DBB2 и т.д. - пог р ужение грабена; DB - истинная амплитуда пер емещения ; СВ - видимая амплитуда пер емещения в р езультате с уммирования опускания (DB) и вращения (CD)

Рис. S. Грабен на поднятии, экспериментально полученный Г. Клоосом в слоях глины

ляют несомненный интерес, так как выявляют некоторые весьма типичные черты механизма образования грабенов, сопровождающих сводовые поднятия.

После исследований Б . Виллиса и Г. Клооса стало совершенно очевидным, что расположение крупных грабенов на сводах вполне закономерно, как правильно предполагали Эли де Бомон, Ф. Мартонн и другие исследователи. Этот вывод был подтвержден, в частности, исследованиями Ф. Дикси ( 1 959) , вновь подчеркнувшего тесную связь рифтовых долин Восточной Африки и сводовых поднятий. В работе Ф. Дикси развиваются весьма важные представления о формировании рифтов вдоль древних ослабленных зон по линиям глобального контракционного погружения и о глубинном их заложении.

В связи с результатами исследований Ф. Дикси возникла дискуссия, с которой можно ознакомиться по тексту, помещенному в конце работы (Дикси, 1 959) . В ходе дискуссии были высказаны различные соображения о природе рифтовых долин. В частности, И. Вейланд вновь обратил внимание на вероятное происхожение риф то­вых долин В связи с движениями, сущест·венно обусловленными сжатием в период ранней стадии континентального поднятия, и высказал предположение, что в неко­торых районах гравитационные сбросы на поверхности следуют за рифтообразующи­ми движениями, вызванными сжатием на глубине, и что имело место позднее крупно­масштабное региональное изгибание, грубо перпендикулярное основному простира­нию рифтовых долин. Многие из основных сбросов на поверхности, как полагает

1 55

И. Вейланд, являются отражением движений на глубине и в малой степени контро­лируются пов�рхностными явлениями.

Нам остается возвратиться вновь к Байкальской системе впадин, которую Е.В. Павловский ( 1 937 , 1948 и др.) сравнил с африканскими рифтовыми долинами. Предложенные им идеи охватывают круг вопросов, связанных с анализом процессов и заслуживающих, по его мнению, особых названий - аркогенез (геоморфологически выраженное длительное складкообразование в условиях окраины платформ) и тафро­генез (образование впадин байкальского типа и рифтовых долин) . Такой широкий взгляд позволил Е.В. Павловскому выйти за рамки представлений о несовместимости риф та и рампа и в этом отношении развить в принципиально новом плане те сравнитель­но более поздние построения Б. Виллиса (Wi11is, 1 936) , в которых проблема "рифт против рампа" не выдвигалась с такой полемической остротой, как в его первоначаль­ных изложениях (Wi1lis , 1 928) .

В работах Е.В. Павловского и других исследователей (Данилович, 1963 ; Флоренсов, 1 965) . аркогенный механизм образования сводовых поднятий рассматривался лишь в общем виде как процесс коробления, сопровождаемый разрывами.

ПОСТАНОВКА ЗАдАЧИ И МЕТОДИКА ЭКСПЕРИМЕНТА

Моделирование геологических структур возможно лишь в том случае , когда известен предполагаемый механизм их образования. Только при этом условии эксперименталь­ное исследование приобретает определенную целенаправленность и позволяет использо­вать те или иные методические приемы для проверки выдвигаемой гипотезы и получе­ния новых сведений об особенностях процесса возникновения моделируемых объектов.

Для сводовых поднятий, сопровождаемых впадинами, наиболее общее объяснение механизма их образования дано Б. Виллисом (Wi11is 1 936) . Его концепция астенолита, возникающего вследствие радиоактивного разогрева в подкоровой зоне, расширяющего и поднимающего свод, удачно охватывает все разнообразие существующих взглядов по этому вопросу и объединяет в едином плане различные точки зрения. С позиций, предлагаемых гипотезой астенолита, для понимания механизма образования свода не имеет значения, происходит ли на больших глубинах сжатие в горизонтальном направлении или нет. Важно, что независимо от этого конечным результатом процесса является воздымание крупного участка земной коры над астенолитом и его растя же­tIие. Предст;авление о растяжении наиболее приподнятой части свода и его обрушении никем, в сущности, сейчас не оспаривается. Более того, Г. Клоос (Cloos, 1 939) описал даже некоторые прореденные им опыты, позволяющие утверждать возможность обра­зования грабенов при антитетическом вращении и растяжении, что значительно облег­чает дальнейшее развитие экспериментальных исследований в области изучения сво­ДОВЫХ поднятий. Сейчас можно, по-видимому, выдвинуть более широкую задачу перед такими исследованиями и предпринять попытку воспроизвести путем моделирования общий процесс образования свода с тем, чтобы получить типичный рисунок впадин, который весьма наглядно изобразил в своих работах Г. Клоос (Cloos, 1 939, см. рис. 2 в наст. ст .) .

Предлагая такую задачу, необходимо ясно себе представлять , что в итоге экспери­ментов должны быть, конечно, получены отмеченные Г. Клоосом характерные чер1ыl морфологии впадин в плане, такие, в частности, как их прямолинейнос1Ъ и весьма типичное ветвление в области погружения удлиненного свода. Вместе с тем должны

быть достигну1ыl такие резулыа1ыl ' которые позволили бы объяснить, почему на Бай­

кальском своде система впадин с ильно изогнута и почему в то время как на север­ном , почти долготном окончании оз. Байкал впадины резко поворачивают к востоку, следуя в широтном направлении, на южном, почти широтном его конце они также вне­запно поворачивают на юг , приближаясь к оз. Хубсугул.

Для решения поставленной задачи и моделирования процесс а образования свода

над астенолитом необходимо было и: пользова1Ъ такой материал, который при нагре-

1 56

вании эффективно расширяд:я бы, До недавнего времени эквивалентные материалы, расширяющиеся в процессе нагревания модели, никем, по-видимому, не применялись . Впрочем , И,В. Кириллова ( 1962) произвела опыт с обыкновенным тестом, но в нем расширение существенно завис ело от бактериальног о процесс а брожения, а не явля­лось прямой функцией нагрева. Поэтому были предприняты поиски иног о, более под­ходящего материала, и в конечном итоге был выбран вермикулит. Известно, что лис­точки вермикулита при нагревании расщепляются вследствие выделения гигроскопи­ческой воды и существенно увеличиваются в объеме. Именно это с войство вермику­лита позволило использовать изготовленную из нег о измельченную массу в качестве материала, подвергавшегося путем нагрева расширению в участке модели, отвечающем зоне г ипотетическог о ас тенолита. Подъем с лоев, расположенных над таким астеноли­том, им итировал в приподнятой модели образование свода.

Сводовые поднятия в экс перименте моделировались ум еньшенными до разме­ров 1 · 10-6 натуральной величиныI , поэтому для модели слоистой оболочки земной коры применялись такие эквивалентныIe материалы , как влажная более или менее песчаная глина, пригодность которой для этой цели с точки зрения теории подобия подтверждена расчетами М . Хабберта CНubbert, 1937) , Г , Клооса (Cloos, 1939) , ЕЛ. Люстина ( 1 949) и М .В. Гзовского ( 1963) . Строение земной коры принималось двухслойныI,' с отношением модностей верхнего слоя к нижнему 1 : 1 ; плотность нижнего слоя увеличивалась пропорционально отношению плотностей гранитног о и базальтового слоев в з емной коре за счет примесей алебастра или абразивног о порошка. Влажность глиныI составляла 25-30%; верхний слой во время экспериментов дополни­тельно увлажнялся, чтобы уменьшить внутреннее сцепление глинистых частиц и облег­чить обрушение. Маркирующие с лои м одели (тоmциной не более 2 мм) приготовля­ли::ь из алебастра, мела или цветной г линыI .

Опыты производились на металлическом стенде, ограниченном тремя непрозрач­ныIии и одной прозрачной (плекс иглас овой) стенками. В основание стенда был вмонти­рован электрический нагреватель , покрытый асбестовым лостом, на котором разме­щад:я измельченныIй вермикулит, окруженны й балластным слоем влажной песчаной г линыI , paBНbIM по мощности вермикулитовому слою . На выровненной таким обра­зом поверхности пласта, вкmoчающего потенциальную модель астенолита, располага­лась двухслойная м одель земной коры, составленная из влажной г линыI с примесями тонкозернистого песка, алебастра или абразивного порошка.

Нагревание основания стенда вызывало расширение модели астенолита и подъем его кровли, с опровождаемый растяжением на с воде с лоя, моделируюшего земную кору. Стенд, на котором производились опыты , позволял моделировать процесс арко­генеза в ус ловиях действия пары сил, приводящих к появлению деформаций сдвига и к вращению модели в г оризонтальной плоскости, несколько напоминающему движе­ния, вызывающие образования вихревых структур по Ли Сы-гуану ( 1959) .

РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТОВ

Опыты показали, что расширение материала. моделирующего астенолит, располо­женный в подкоровой области, вызывает образование над ним с вода, на котором появ­ляется с истема трешин растяжения, Во время экспериментального изуч ения этого про­цесса выявилась сушественная зависимость рисунка возникшей с истемы трешин глав­НbIM образом от формы астенолита и его последующей деформации.

Над более или менее правильныI,' в обшем изометричныIM астенолитом постоянно образуются радиальныIe трешиныI растяжения; они ветвятся и довольно сложно пере­плетаются между с обой. Типичная картина такой системы трешин видна на р ис . 6 , где изображеныI результатыI одного из опытов, моделирующих арочный изгиб над изо­метричным астенолитом. В этом эксперименте двухслойная модель имела следующие размеры : верхний слой 20 мм, нижний слой 20 мм. Размер астенолита 1 10 мм в по­перечнике, возникшего поднятия - 1 50 мм.

157

Рис. 6. Радиальная система разломов над изометричным астенолитом

Радиал ьнан СИСТСМа трещин П О Н В J l н лас ь н а с амы х ранних с тадинх деформации модели и ПОCТIедовательно развивалась по мере роста свода. Опыт, результаты которого пока­заны на рис. 6, продолжался 1 ч 1 5 мин; макс имальнан высота свода была доведена до 1 2 мм. Тем не менее ни в этом опыте, ни при повторных экспериментах с изо­метричнрм астенолитом не удалось добиться таких прямолинейных разрывов, кото­рые могли бы рассматриватьсн как модели рифтовых долин.

В процессе роста поднятий происходило обрушение отдельных участков в центре свода, облегчавшееся увеличением песчаной примеси в глине и ее дополнительным увлажнением, уменьшавшим сцепление между частицами деформируемого материала. В целом же силы сцепления внутри влажной глины, даже при значительном содержании в ней песка, обычно превышали гравитационные силы, воздействующие на отдельные блоки, обособлявшиеся при образовании трещин. Это существенно препятствовало обрушению блоков, тем более что в основании свода непрерывно сохранялась под­держка. Как показал Г. Клоос (Cloos, 1 939) своими экспериментами, обрушение в весьма наглядной форме проявляется только в том случае, когда такая поддержка исчезает. Предполагается, что в природной обстановке это явление происходит вслед­ствие перехода астенолита в расплавленное состояние и последующего удаления из него магмы, следующей вдоль трещин вверх и изливающейся затем на дневную поверхность. Связь вулканических извержений с процессом образования сводов давно установлена и подтверждает гипотезу, предполагающую существование астенолитов.

Линейные трещины, параллельные оси свода, возникли лишь тогда, когда астенолит имел резко выраженное удлинение в каком-либо одном направлении. В этих случаях на ранних стадиях формирования свода обычно появлялась группа тонких трещин, следующих в общем вдоль оси его удлинения. Затем одна из трещин при­обретала господствующее значение, разрасталась по простиранию и понемногу расши­рялась. Остальные трещины при этом не претерпевали значительных изменений; 158

они лишь обособляли продольные блоки, сопровождающие главную трещину, и спо­собстовали их обрушению, в целом -затруденнному по отмеченным ВЬШIе причинам.

Иногда формирование главной трещины протекало в два этапа : сначала возникала пара наиболее крупных трещин, расположенных кулисообразно , затем одна из них несколько удлинялась и соединялась с другой, после чего процесс шеll обычным путем.

Разрастанию главной продольной трещины сопутствовало ее расщепление в области погружения свода, где она разветвлялась, постепенно затухая. Таким образом, созда­вался типичный рисунок линейного грабена, вытянутого вдоль оси свода и обладающе­го всеми характерными особенностями строения, вплоть до ветвления окончаний, что видно из рис. 7 , где изображена двухслойная модель свода, образовавшегося над удлиненным астенолитом, в котором отношение ширины к длине составляло 1 : 3 . Размеры модели определяют.ся следующим образом : ширина астенолита - 1 05 мм, длина - 320 мм ; ширина свода на поверхности 1 5 5 мм, длина - 370 мм. Мощность двухслойной модели коры составляет 40 мм.

Сравнительно простой процесс образования свода сопровождался частичным обру­шением стенок главной трещины, что еще в большей степени сближало полученные в эксперименте структуры с рифторыми впадинами.

Рост свода в ряде случаев осложнялся появлением единичных коротких поперечных трещин, сравнительно быстро затухающих по простиранию и тяготеющих к средней его части; такие трещины обычно располагались только с одной стороны свода.

Неоднократное повторение опытов с удлиненным астенолитом неизменно приводи­ло .к появлению типичного рисунка рифтовых впаДНн, изображенного Г. Клоосом в его работе (Cloos, 1 939) и приведенного нами ВЬШIе.

Сравнение полученных данных с результатами изучения изометричной модели не оставляет сомнений в том, что общее удлинение астенолита принадлежит к таким су­щественным чертам его строения, которые, собственно, и обусловливают появление линейных зон разрыва, сопровождающих рифты. Отсюда можно - сделать вывод, что рисунок рифтовых долин определяется способом заложения и условиями образова­ния астенолита в глубоких недрах Земли и, таким образом, зависит от глубинного строения поДКоровых зон. В таком направлении проведенные опыты вполне согла­суются с результатами исследований Ф. Дикси ( 1959) , которые позволили ему ВЬЩ­винуть представление о глубинном заложении рифтовых долин.

Исследование поперечного разреза модели удлиненных сводовых поднятий уста­навливает некоторые особенности процесса их образования. Как выяснилось, изги­бание модели земной коры при расширении астенолита происходит таким образом, что радиус кривизны увеличивается по мере перехода от более глубоких зон к по­верхности модели. Вследствие этого вверх по разрезу арочный изгиб постепенно зату­хает (рис. 8) Его затухание вызвано тем, что в слоях, моделирующих земную кору, так же как и в природной обстановке, развиваются остаточные деформации. В таких условиях направленные снизу вверх действующие усилия со стороны расширяющегося астенолита частично угасают в удалении от его поверхности. В связи с этим происходит некоторое уплотнение материала над кровлей астенолита и соответствующее сокраще­ние мощности ближайших к астенолиту слоев модели . Впрочем, максимальное уплотне­ние материала происходит не всегда в самой кровле астенолита, а в ряде случаев не­сколько ВЬШIе ее, на что указывает появление трещин растяжения не только на по­верхности модели, но также и непосредственно над кровлей астенолита. Таким обра­зом, ближайший к кровле слой в отдельных случаях деформируется сравнительно упруго, а остаточные деформации развиваются за его пределами ВЬШIе по разрезу. В таких случаях по мере перехода к пологим изгибам, вовлекающим более крупные участки модели земной коры, деформация вновь приближается скорее к упругой. Изменчивость мощностей отдельных слоев, вызыванная такими особенностями про­цесса деформации, приведена в таблице на рис. 8 .

Проведенные опыты показывают, кроме того, что расширение модели астенолита 1 59

l

/Il /5см

Рис. 7. Система линейных разломов, ветвящихся в области затухания свода, развивающегося над удлиненным астенолитом

в заданных условиях приводит к возникновению касательных напряжений вдоль края арочноrо изrиба и появлению зон скалывания, следующих вдоль поверхностей, накло­ненных под уrлом около 600 к roризонту и выполаживающихся в верхней части моде­ли. Вдоль таких зон скалывания в отдельных случаях происходит деформация слоев, сопровождаемая небольшими смещениями или разрывами. Особое значение этих явле­ний выявилось при моделированни структуры Байкальскоrо свода.

Рассмотренные выше данные позволяют утверждать, что приняты е условия осу­ществления опытОв недостаточны для получения типичноrо рисунка сложно изогну-

160

L/J7и- А/ A'z иин AJ .А'« AJ-/ Zl� #517 'bJ 7N //22 Л 1�5 Z�17 Jfl ь/2 t!vl zff /77 Z5� Jft! М" bJJ LY lп 2Л JI7I7 '17> J.?.f r /,17 218 2М J7J J.?J

Рн::. 8. Изменение BbIcarbI и радиуса кривизны свода в процессе роста модели удлиненного асте-нолита

01 ' О. и Тд. - центры кривизны ИЗОГНУТЫХ над CBQДOM слоев ; hl • h. И Т.Д. - ВЫСОТЫ подня­тия слоев; M1 • М. И ТД. - МОIЩIОСТИ слоев ; R1 • R. и т.ц. - радиусы кривизны НЗОГНУТЫХ слоев

той цели разрывов и рифтовых впадин' Байкальской системы (рис. 9) . Над линейно удлиненным астенолитом ни разу не возникли какие-либо характерные черты строе­ния, которые могли бы указывать на общее закономерное изгибание трещин. Предпо­лагаемый механизм образования сводовых поднятий и рифтовых долин, следовательно, недостаточен для объяснения оригинальной структуры байкальских впадин и делает необходимым участие движений, вызываемых действием пары сил.

Значение таких движений, сопровождаемых вращением, и их влияние на процесс образования геологических структур отмечались многими исследователями, в част­ности для Сибири и.п. Херасковым, обратившим внимание на кулисообразное распо­ложение верхоянских складок вдоль края Сибирской платформы, примыкающего к почти широтнuму уча,СТКУ течения р. Алдан. Сигмоидальные изгибы в складчатых структурах, развивающихся в течение длительных геологических эпох и возникающих вследствие анологичных движений, вызываемых действием пары сил, давно установле­ны в Восточном Забайкалье (Лучицкий, 1950) . Хорошо известны также исследования ли Сы-гуана ( 1959) по вихревым структурам Азии, подкрепленные его опытами на моделях, подвергаемых деформации сдвига и вращению. Значение сдвигов для обра-

1 1 . 3ак. 1492 161

� 1 � 5 ШIШ2 1�/1 6 0 8 0 7 � 4

Рис. 9. БайкальскиЙ свод и сопровождающие его разломы и впадины (по Е.В. Павловскому, с до­полнениями)

1 - осадочный чехол Сибирской платформы ; 2 - Селенгино-8итимский синклинорий; 3 - Бай­,кальский свод; 4 - впадИНЫ; 5 - разломы; 6 - складки в осадочном чехле Сибирской платфор­МЫ : а - Ленская группа, б - НеnCК8Я группа; 7 - границы свода. Стрелками noказано общее направ­ление прецпопагаемого вращения деформированиых масс

зования геологических структур особенно отчетливо показано в работах А.В. Пейве ( 1965) , а также Д. Муди и М. Хилла ( 1960) .

Таким образом, применение к объяснению происхождения Байкальской системы впадин представления о механизме, вызьmающем деформацию сдвига и вращение , вполне допустимо. Оно тем более оправданно, что сравнительно недавние палеомагиит­ные исследования АХ. Храмова, ВЛ. Родионова и Р.А. Комиссарова (1965) установи­ли общий поворот Сибирской платформы на 400 по часовой стрелке относительно Рус­ской плиты. В целом же гипотеза астенолита в приложении к Байкальскому своду подтверждается не только его сходством с аналогичными структурами Рейнской об­ласти и Африканского материка, и в частности распространением молодых базальтов на Витимском нагорье, а также в Тункинской долине и в других районах Восточного Саяна, но и данными электромагнитного зондирования, указывающими на разогрев и разуплотнение вешества земной коры в области Прибайкалья (Косыгин и др., 1963) . В соответствии с такими общими представлениями о механизме образования геоло-162

Рис. 1 0. Система разломов на с воде, расположенном над удлиненным астенолитом , испытавшим деформацию сдвига и вращение

гических структур опыты по моделированию сводо вого поднятия и впадин байкаль­ского типа были проведены на стенде , позволяющем подвергать модель расширяюшего астенолит1,l и возникающего над ним свода деформации сдвига, сопровождаемой вра­щательными движениями.

Растущий свод на стенде деформировался под влиянием пары сил, вследствие чего он прежде всего приобретал дугообразную форму; разрывы на своде изгибались па­раллельно его оси . Типичный для Байкальского свода сигмоидальный изгиб, обращен­ный выпуклостью на юго-восток, возникал при широтном размещении действующих условий, направленных на северном конце свода на восток, а на южном - на запад. Эксперименты показали, что такое расположение усилий обеспечит возможность полу­чения главных черт рисунка системы байкальских впадин (рис. 10) , но только в том случае, когда деформация сдвига сопровождается вращением. Миграция оси враще­ния определяет более ипи менее интенсивное изгибание различных элементов этой

1 63

системы и зависит от неравномерного перемещения отдельных ее участков в процес­се деформации, 'По в природной обстаНовке вызывается неоднородным строением деформируемых масс. Направление вращения свода в целом соответствовало уста­новленному по палеомагнитным данным для Сибирской платформы.

Размеры модели, изображенной на рис. 1 0, такие : длина астенолита - 275 мм, шири­на - 1 1 5 мм; длина свода - 400 мм, ширина - 1 75 мм; мощность двухслойной коры -

50 мм. В процессе деформации выяснилось, 'По в результате сдвига и вращения в возни­

кающем своде образуются полосы смятия, расположенные вдоль зон скальmания, выявленных предьщущими экспериментами с недеформированным линейно вытя­нутым сводом. В этих зонах появляется система узких линейных складок, сопровож­дающих разломы, имеющие вид надвигов, опрокинутых в сторону, противополож­ную оси свода. Общее сходство такой системы складок с известными в осадочном чехле Сибирской платформы Непскими и другими складками, естественно, привле­кает внимание . Хотя складчатые структуры Сибирской платформы в целом имеют, вероятно, древнее заложение, тем не менее при рода их может быть, по крайней мере частично, объяснена предлагаемым в эксперименте механизмом деформации сдви­га и вращения. Так как время заложения Байкальского свода и начало истории его формирования, как и других глубинных структур, относятся, по-видимому, к давно минувшим геологическим эпохам, то такое заключение представляется в общем правдо­подобным. Вместе с тем эксперименты устанавливают полную вероятность продолжаю­щегося развития некоторых складок, наблюдаемых в осадочном чехле Сибирской платформы и тяготеющих к зонам скальmания, в связи с образованием современной структуры Байкальского свода.

Как показали опыты, сопротивление масс, окружающих модель свода, при дефор­мации сдвига способствует образованию за пределами свода валообразных вздут ий , расположенных вдоль зон скальmания. На таких вздутиях или валах, огибающих свод, возникает общее растяжение и появляется система трещин, ориентировка которых следует поперек вала или пересекает его наискосок. Образование валообразных взду­тий протекает с разной интенсивностью в различных участках модели вследствие неод­нородного развития процесса деформации. Так как неравномерно развивается и систе­ма поперечных трещин, наибольших размеров они достигают в участках максималь­ного вздымания валов.

В таких именно условиях образовались крупные поперечные трещины в участке модели, отвечающем южному окончанию Байкальской системы впадин, районам озер Хубсугул и Доднур, расположенным в депрессиях долготного направления. Общее вздыIаниеe рельефа в пределах Байкальского свода наиболее значительно как раз в той местности, которая прилегает непосредственно к этим озерам.

В целом по результатам опытов можно видеть, что общий рисунок Байкальского свода и системы его впадин может быть получен путем моделирования расширяюще­гося астенолита, подвергающегося деформации сдвига и одновременно вращению. Та­кой механизм образования может не только объяснить важнейшие особенности общей морфологии свода и сопровождающих его впадин, но и указать вполне вероятную связь с аркогенезом некоторых явлений деформации, которые прежде рассматрива­лись как совершенно независимые от этого процесса.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Попытка моделирования сводовых поднятий предпринята в целях получения ти­пичных очертаний Байкальского свода и системы его впадин. Своеобразие общего рисунка этого свода и его отличия от аналогичных поднятий Африкано-Аравийского и Рейнского примечательны. Байкальский свод в плане сильно изогнут; при общем северо-восточном простирании на севере и на юге он следует в широтном направле-

164

ЮIИ, а в области крайнего южного окончания расположенные на своде впадины внезапно круто поворачивают в меридиональном направлении.

Чем определяются такие отличия Байкальского свода и его впадин от других по­добных систем, на которых впадины линейно удлинены, но не обнаруживают таких изгибов? Ответить на поставленный вопрос представилось возможным путем иссле­дования модели, представляющей уменьшенный в 10-6 раз участок земной коры с расположенным под ним расширяющимся при нагреве материалом - измельченным вермикулитом. В этих условиях обрушение вдоль трещин растяжения было затруд­нено не только силами сцепления модельного материала, преВЬШIающими ничтожно малые силы гравитации, воздействующие на сильно уменьшенные блоки модели, но также сохранением поддержки снизу.

Тем не менее эксперименты Г. Клооса (C100s, 1939) ясно показали, что обруше­ние может быть достиrnуто в аналогичных моделях устранением этой поддержки. Поэтому задача предпринятых нами опытов сводилась к получению на модели общего рисунка Байкальского свода и его впадин.

Экспериментальным путем удалось показать, что линейно вытянутая система впадин получается только над удлиненным астенолитом и, таким образом, определяется строе­нием подкоровых зон. Общий рисунок Байкальского свода и его впадин может быть получен лишь при допущении участия в его образовании деформаций сдвига, сопро­вождаемых вращением. Следовательно, предлагаемый Б . Виллисом (Willis, 1 936) механизм формирования сводовых поднятий для Байкальской системы должен быть соответственно усложнен. Полученная модель позволяет утверждать, что с процессом аркогенеза, вызвавшим появление Байкальского свода, связан ряд деформаций в пре­делах прилегающей к своду области. К таким деформациям относится образование линейных складок вдоль зон скальшания и валообразных поднятий, рассеченных по­перечными или косыми трещинами растяжения.

НЕКОТОРЫЕ qБЩИЕ ЧЕРТЫ ТЕКТОНИКИ И ВУЛКАНИЗМА БАйкАльского СВОДА

И ЕГО АНАЛОГОВ·

к аналогам обширных сводовых поднятий Африки принадлежит Байкальский свод. Сходство байкальских впадин с Африканско-Аравийской системой рифтовых долин было отмечено впервые Н.С . lIIатским (1 932б) . Позднее Е.В. Павловский ( 1 937, 1 948) обосновал вьщеление Байкальского свода. История развития байкальских впадин рассматривалась , кроме того, Н.А. Флоренсовым (1 960) .

В системе сигмоидально изогнутого в плане Байкальского свода весьма типичен резкий поворот простирания от почти широтного на юго-западе Байкала и в Тункинской котловине до меридионального на оз. Хубсугул. Как показали экспериментальные исследования на моделях из эквивалентных материалов (Лучицкий, Бондаренко, 1967) , дпя объяснения своеобразных черт строения Байкапьского свода известный механизм, предпоженный Б. Виллисом (Willis , 1 936) ДfIя африканских рифтовых допин, должен быть существенно дополнен. Эксперименты, моделирующие процесс образования сво­да над предполагаемым астенолитом, выявили существенную зависимость рисунка возникающей системы трещин главным образом от формы астенолита и его после-

*Тектоника Сибири: ТектоНика ск ладчатых областей Сибири и Д;iлънего Востока. М. : Наука, 1 970. Т. 4. С. 169-1 76. Совместно с О.М. Боiщаренко.

1 65

дующей деформации. Над более или менее прав ильным, в общем изомеТРИЧНЫМ 'астено­литом постоянно образуется система радиальных ветвящихся трещин растяжения (см. рис. 6 на с . 1 59) , которая появляется на ранних стадиях деформации модели и последовательно развивается по мере роста свода. Линейные трещины в экспериментах возникали лишь тогда, когда астенолит имел резко выраженное удлинение в каком­либо одном направлении. В полученных моделях (см.рис. 7 на с. 1 60) создавался харак­терный рисунок линейного грабена, вытянутого вдоль оси и обладающего всеми свойст­венными ему особенностями строення, вплоть до типичного ветвления окончаний (см. рис . 2 на с. 1 54) , особо отмеченного в работах Г . Клооса.

Проведенные опыты показали, что расJiIирение модели астенолита приводит к воз­никновению касательных напряжений вдоль края арочного изгиба и появлению зон скалывания, идущих вдоль поверхностей, наклоненных под углом около 600 к го­ризонту и выполаживающихся в верхней части модели. Вдоль таких зон скалывания в отдельных случаях происходит деформация слоев, сопровождаемая небольшими смеще­ниями или разрывами. Особое значение этих явленнй обнаружилось при моделиро­вании структуры Байкальского свода. Типичный для этого свода рисунок сложно изогнутой линии разрывов и рифтовых впадин (см. рис . 1 0 на с. 1 63) представилось возможным получить лишь в обстановке воздействия на растущий свод пары сил, вызывающих вращение модели. В опытах направление вращения свода в целом соот­ветствовало направлению, установленному по палеомагнитным данным для Сибирской платформыI (Храмов и др., 1965) . В таких условиях свод приобретал дугообразную форму и возникающие разрывы изгибались параллельно его оси.

Выяснилось, что в результате сдвига и вращения в возникающем своде образуются полосы смятия, расположенные вдоль зон скальmания, выявленных экспериментами с недеформированным и линейно вытянутым сводом. В этих зонах возникает система узких линейных складок , сопровождающих разломы, имеющие вид надвигов , опро­кинутых в сторону, противоположную оси свода.

Сопротивление масс, окружающих модель свода, при деформации сдвига способст­вует образованию за пределами свода валообразных вздутий вдоль зон скалывания. На вздутиях или валах, огибающих свод, воэникает общее растяжение и появляются системы диагональных и поперечных трещин, которые достигают наибольшего размера в участках максимального воздымания валов. В этих условиях образовались крупные поперечные трещины в участках модели, отвечающих южному окончанию Байкальской системы впадин, районам озер Хубсугул и Доднур, расположенным в депрессиях дол­готного направления. Общее воздымание рельефа в пределах Байкальского свода наиболее значительно в той местности, которая прилегает непосредственно к этим озе­рам.

По результатам проведенных опытов видно, что общий рисунок Байкальского свода и системы его впадин может бьпь получен путем моделирования расширяющегося ас­тенолита, подвергающегося деформации сдвига и одновременному вращению. Такой механизм образования может не только объяснить важнейшие особенности общей морфологии свода и сопровождающих его впадин, но и указать вполне вероятную связь с аркогенезом некоторых явлений деформации (зоны скальmания и складки) , которые прежде рассматривались как совершенно независимые от этого процесса.

Предложенный по данным опытов механизм. образования Байкальской рифтовой системы можно, по-видимому, привлечь к объяснению закономерного расположения вулканических полей, сопровождающих Байкальский свод.

Известны разные построения, объясняющие образование каналов , по которым из глубин к поверхности Земли проникают магматические расплавы. В целом же все такие построения в конечном счете могут бьпь сведены к концепции, предполагающей, что эти каналы возникают в областях растяжения, в которых формируются открытые трещины. Так, для африканских рифтовых структур Б .Виллис (Wi1lis, 1 936) отмечал связь вулканических каналов с трещинами растяжения. Детальное исследование Рейн­ского свода позволило Г. Клоосу (Cloos, 1 939) установить определенную роль попе· 166

/ ' - , - ,-", ,/''''���i�,

(� '�.: ... \-', /"��' ,. ''-'- . / 1' . " -.... //1 I ,,\.,, _ _ _ - .... / I " " / /

• • "" _ _ , / I

\ "\ ' , I • I • \ I I ' I

. J / � . '�./ 'l /�7 •

,у' /

Рис, 1, Вулканические поля Рейнского свода по Г. Клоосу (00080 1 93 9)

q D �/

J/l //lt1KN

1 - грабены на суше (о) и их продолжение в акваториях (6) ; 2 - вулканические поля ; 3 - раз· ломы; 4 - структурные линии палеозойских , мезозойских и кайнозойских отложений; 5 - гра· НИЦJ>I сводов

речных прогибов, расчленяющих общую структуру свода; накладьшаясь на растущий свод, зти прогибы (рис. i ) обусловливают появление зон растяжения. И в областях та­ких именно прогибов, по данным Г . Клооса, закономерно располагаются вулканические поля .

.для западной части Байкальского свода на связь излияний лав с зонами растяжения указывал С .В . Обручев ( 1 950) , а для всего свода в целом - Н.А . Флоренсов ( 1 960) . Последний отмечает, что базальтовый вулканизм в области Байкальского свода сосре­доточен главным образом внутри пояса, непосредственно не связанного с впадинами байкальского типа, и не проявляется в глубочайIШfХ впадинах Байкала. На размещение вулканических полей существенное влияние, по мнению Н.А. Флоренсова, оказали растягивающие усилия, которые возникли в обстановке рано начавIШfХСЯ поднятий и в условиях сложного интенсивного раздробления фундамента, приведшего к стыку разломов разного налравления. Такая обстановка, по его данным, типична для Тун­кинско-Хубсугульского И Калар-Удоканского вулканических полей. ОБIШfрное Ви­тимское плато с этих позиций не может бьпь объяснено. Между тем положение этого плато нам представляется весьма типичным (рис. 2) . Оно закономерно размещается на северо-западном продолжении поперечного прогиба, заложившегося в позднем мезозое на территории Восточного Забайкалья и развивавшегося затем в кайнозое . Этот прогиб, ориеитированный в общем поперек удлинения Байкальского свода, в процессе развития

1 67

. ..

-...

/ -- - -I

- -

/ / / /" - -- � / r ___ � /o-

/ / �.� .

/ / / .. о-"/'· / {""'" / . / / ./

/ i \,.�

./ i �

( - - / /./ /0 ) #! .... ... � . ,

/ /' о

•

' .....

/ / _ _ / /

1

1 1 . .,../ / I

.. ......

I I /- ./ I

. r;�- �/\ -�';-'5�.// ('::::::<

� . '. '

.. j .\ . " / / 1 /0 J "' .�.

о � .,...... ........ :.; / /

.J'-r" ....... . , � . ......,. 1

,.

. .. . � ... .

. . ". . _ >..... ... . ..... /

о .. г " ............. .... z:

. ..

_ . ,

. ..

"

I / ./ -. .-., ."

•• .�.,/ / о j

. . . . . . . . . . . . / \.'"

/ f..'"'''-

_____

���--���.���.��:� �7· Р

._ .� . .... >00

�. 2. РЮ.ОЩО

I ' ' 00

>ОП"'", ";'" "ЛК,"�"К�

I I '1'"'

o,.,,� .. , "ОПО • • n

.

М. на рис . 1 рибайкалье

J-Cr ,

I I i /

I I I \ \ \ \

, \ , \ I / /

/,/ ./

т-] ( I

J I

.... . / Cr .-.-

i \ ,

/

......

T r \ \ \

\ \ \ \ \ \ \ \ \ \ ..... \ I , \ \ '--' \

',----,

I ,,,.) m 1 / W / I / I / I ,/' I - .- С-Т

330 О зэ(} 6БО Н м 1:::1 :<::' =dli==:::!I==:::!1

Рис. 3 . Вулканические поля Африканско й рифтовой системы Условные обозначения см . на рис. 1

достиг, по-видимому, края свода и вызвал формирование сложной системы терщин растяжения, подобной тем, какие хорошо известны на Рейнском своде.

Возможно, такое же влияние на Байкальский свод оказал и другой поперечный прогиб, протягивающийся, как можно полагать, в северо-западном направлении из райо­на верховьев р. Амура, где для позднего мезозоя , как и в Восточном Забайкалье , устанавливается резкий раздув мощностей осадочных толщ.

Во всяком случае , существование системы поперечных структур, в том числе про­гибов, расчленяющих мезозойский складчатый пояс, расположенный к югу от Байкаль­ского свода, несомненно. Продолжающееся развитие этих структур в кайнозое подтвер­ждается согласным с ними расположением впадин, заполненных меловыми и третичны­ми отложениями в Восточном Забайкалье . Поэтому общее сходство таких структур со структурами, отмеченными Г . Клоосом для Рейнского свода, кажется очевидным, и их влияние на размещение Витимского и Калар-Удоканского вулканнческих полей следует учитывать.

Для объяснения Тункинско-Хубсугульского вулканического поля необходимо обратиться к оценке роли трещин, возникающих, как показало моделирование, на ва­лообразных поднятиях, расположенных вдоль зон скальmания. По этим трещинам рас­тяжения, ориентированным вкрест простирания субширотного вала, очевидно, и прони­кали к поверхности магматические расплавы.

Такого рода валообразное поднятие с сопровождающими ero трещинами представ­ляет характерную черту Байкальского свода, обусловленную его деформацией под действием пары сил. Наложенные же поперечные прогибы как структуры, способст­вующие образованию вулканических полей, типичны, по-видимому, для различных сводов . Поэтому их следует ожидать и в Африкано-Аравийском сводовом поднятии. Составленная для зтого поднятия схема (рис. 3) дает общее представление о взаимоот­ношениях свода с наложенными поперечными прогибами и размещением вулканических полей, весьма недвусмысленно указывая на тесную связь вулканизма с тектоникой именно в указанном плане.

Общий обзор имеющихся сведений о механизме образования сводовых поднятий и О размещении вулканических полей в пределах сводов приводит к выводу, что про­цесс формирования таких поднятий, связанный с развитием магматического очага, создает 'только общую благоприятную обстановку для внедрения магмы. Размещение вулканических полей в пределах сводовых поднятий определяется влиянием на расту­щий свод наложенных поперечных структур, главным образом прогибов , а в случае участия деформации сдвига таКЖr влиянием зон скалывания, обусловливающих воз­никновение вдоль них валов.

Известную роль играют и другие факторы, способствующие образованию систем открытых трещин, например резкие коленообразные изгибы простирания складчатых структур разломов.

МЕХАНИЗМ ОБРАЗОВАНИЯ КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ СТРУКТУР

НАД МАГМАТИЧЕСКИМ ОЧАГОМ (ПО ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫМ ДАННЫМ) *

По данным поляризационно-оптического моделирования установлено, что распреде­ление напряжений вокруг магматического очага зависит от соотношения величин внут­реннего давления и внешней нагрузки. По размешению траекторий нормальных и каса­тельных напряжений определены возможные направления внедрения магматических масс, образующих концентрические структуры.

ВВЕДЕНИЕ

Концентрические структуры, имеющие в плане более или менее правильные округ­лые очертания, известны в разных формах проявления. К ним относятся, по-первых, разнообразные куполы, преимушественно соляные, а также штаМПовые складки плат­форм, во-вторых, кольцевые интрузии с вертикальными или наклонными (внутрь или наружу) , дугообразно изогнутыми или замкнутыми элементами строения. К тому же ряду структур при надлежат резко выраженные в рельефе структуры - раз­личного рода округлые впадины, называемые кратерами, кальдерами или маарами. Наконец, обычные вулканические конусы (в том числе грязевые) и трубки тоже можно отнести к типу концентрических структур. Хотя включенными в единый ряд оказыва­ются, таким образом , структуры весьма различные , тем не менее их общность, отмечен­ная центральной симметрией при округлом поперечном сечении и выраженная кон­центрическим в плане строением, давно уже обращает на себя внимание многих иссле­дователей .

Именно поэтому Б .А. Высоцкий (см. Косыгин, 1969) , например, предлагал исполь· зовать солянокупольные структуры как модели при изучении геологических тел, сло­женных магматическими массами. По той же причине л. Ситтер ( 1960) объединил в од­ну группу диапиры и структуры обрушения, куполы и овалы проседания, в том числе кальдеры, кальдерные опускания, кольцевые дайки и Т .Д., а Ю.А. Косыгин ( 1 969) выделил инъективные дислокации, к которым отнес, помимо диапиров и купонов , грязевые вулканы и разничные магматические тена.

Принадлежность концентрических структур к инъективным дислокациям очевидна. Тем не менее они выделяются среди подобных диснокаций отмеченными выше призна­ками морфологии, весьма выраэительно указывающими на известную общность меха­низма их образования. Свойственное им строение подчеркивает значение усилий, дей­ствовавших в период образования; совокупность этих усилий может быть в общем заменена некоторой вертикальной равнодействующей, направленной вдоль оси структу­ры снизу вверх или сверху вниз.

Впрочем, единство механизма образования концентрических структур ограничивает­ся тонько чертами сходства в ориентировке усилий, вызывающих появнение таких структур. В остальном они весьма различны по своей природе в связи с тем, что спо­собы приложения и реализации усилий обусловнивают принципиально разные черты того ини иного конкретного механизма образования рассматриваемого типа структур.

НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ СИСГЕМАТИКИ КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ СТРУКТУР

Концентрические структуры можно различать по способу образования, что в общем хорошо известно . Во-первых, все подобного рода структурь, разделяются на две боль­шие группы в зависимости от того , возникли они под влиянием импульсного прило­жения нагрузки или представляют результат воздействия приложенных усилий. Во-

*Геология и геофизика. 1 974. NQ 1 0. С. 3- 1 9 . Совместно с П.М. Бондаренко. 1 7 1

вторых, эти структуры различаются в зависимости от фазового состояния среды, через которую передавались усилия во время их образования.

К первой группе относятся метеоритные кратеры и астроблемы, а также экспло­зионные кальдеры, которые , вероятно, редки . К ней же принадлежат кратеры вулканов, дающих эксплозионные извержения. Метеоритные кратеры и астроблемы обычно обра­зуются при столкно�ении твердых тел, но на примере некоторых метеоритов следует предполагать передачу усилий и через газовую среду. Совершенно не изучены пока структуры океанического дна, которые могут возникать в шельфовой зоне в результате метеоритных ударов о водную поверхность и соответствующих придонных возмущений и деформаций: Что касается эксплозионных кальдер и кратеров, то они создаются взрывами, при которых выделяется газовая фаза, и, хотя природа этих взрывов недостаточно ясна, очевиден импульсный характер процессов , вызывающих появление такого рода концентрических структур. Во второй группе рассматриваемого ряда структур примером могут служить, в частности, соляные куполы; в них твердая среда , передающая давление , приобретает пластические свойства под влиянием длительно действующих усилий. Сюда же относятся конические пласты (cone-sheets) и накло­ненные к периферии кольцевые дайки, формирующиеся вследствие давления на кров­лю куполовидного резервуара, заполненного магматическим расплавом. В эту группу входят также вертикальные кольцевые дайки, механизм образования которых недоста­точно ясен, как QH не вполне ясен и для пит-кратеров вулкана Килауэа и их аналогов.

Особо следует отметить концентрические структуры, промежуточные между первой и второй группами. К ним относятся , по-видимому, кальдеры, возникаюшие , по схеме х. Вильямса (Williams, 1 94 1 ) , в результате !3зрыва, сопровождаемого выбросом газов , и последующего обрушения твердого материала в опустошенную полость, а также алмазоносные трубки . В природной обстановке возможны и более СJIожные , многостадийные процессы.

В целом для обеих групп концентрических структур могут быть указаны раЗJIИЧИЯ в способе образования, зависящие не только от того, импульсными или длительно дейст­вующими были усилия , вызывающие деформацию , но и от среды, через которую пере­давались эти усилия . Важно иметь в виду эти различия как для оценки современных теорий образования данного типа структур, так и для выбора направления экспе­риментальных исследований .

СОСТОЯ НИЕ ИЗУЧЕННОСТИ М ЕХАНИЗМА ОБРАЗОВАНИЯ КОНЦЕНТРИЧЕСКИХ СТРУКТУР

Рассматривая общую изученность механизма 'образования концентрических структур, следует определить контуры этой проблемы раздельно для структур первой и второй групп.

Вопросы , затрагивающие механизм образования концентрических структур первой группы, могут быть исключены из дальнейшего обсуждения в данной статье , касающей­ся структур, принадлежащих ко второй группе. Отметим, что , кроме обильной литера­туры, посвященной взрывным явлениям, вообще происходящим в наземной и под­земной обстановках, имеются различные исследования, прямо относяшиеся к анализу геологических структур, образуюшихся под импульсным воздействием усилий. В частности , в этом плане построена упомянутая выше концепция х. Вильямса , а также система взглядов А.И. Петрова ( 1 968) , отвергающего иное происхождение каких­либо концентрических структур (вероятно , за исключением соляных куполов) , кроме как вследствие "импульсного высвобождения энергии источника возмущения". К тому же ряду построений относятся и параллели с "конусами удара" в стекле , полученными С. Толанским и В. Ховесом (Tolansky, Howes, 1954) , на что делал ссылки Е. Хилл с ( 1 968) , и под влиянием импульсного воздействия водной струи (Field, 1964) .

Во второй группе концентрических структур лучше всего изучен механизм образо­вания соляных куполов . Имеются соответствующие теоретические расчеты (Косыгин , 172

1 950, 1 969) и экспериментальные данные (Nettlton, 1 934; Parker, Мс Dowell, 1 955) , достаточно строго объясняющие этот механизм. Предполагается, 'По соляные куполы возникают вследствие пластическо,го течения и гравитационного "всплывания" (вы­давливания снизу вверх) соляных масс, обусловленного малой плотностью соли (Свеш­ников , 1 968 ; Бондаренко, Лучицкий, 1969) , которая меньше плотности надсолевых масс примерно на 0 , 1 5 (Косыгин, 1 950) . Напряжения, возникающие во вмещающих породах в процессе роста соляного купола, достигают, по расчетам, значений, намного превышающих сопротивление на раздавливание известняков , песчаников и сланцев. Соляной шток внедряется в ВЬПlIележащие толщи, приподнимает и разрывает их, дейст­вуя как поршень, над которым образуется кольцевая система перистых трещин.

Непосредственное приложение этих представлений к анализу механизма образова­ния концентрических структур, возникающих в результате воздействия магматическо­го расплава на кровлю, затруднено по следующим причинам. Во-первых, в верхнем структурном ярусе, т.е. в пределах верхних 20-30 км, где "rnдростатическое" давле­ние нагрузки в земной коре не превышает, по-видимому, прочности пород и, таким образом, не вызывает пластического их течения, магматическое ядро подобных струк­тур представляет собой расплав, а не пластическую массу. Во-вторых, магматический расплав оrnичается некоторыми специфическими свойствами и относится к сложным ге­олоrnческим системам, близким к телу Бингхема, причем эти свойства меняются в про­цессе миграции расплава в связи с его кристаллизацией. К тому же расплав обычно на­сыщен летучей фазой, обособляющейся по мере движения магмы вверх либо постепен­но, либо резко, в зависимости от темпа снижения всестороннего давления на более высоких срезах земной коры.

Таким образом, усилия в данном случае передаются на окружающую среду не через твердое тело, обладающее пластическими свойствами, а через жидкость. Это отличие столь же существенно, как и оrnичия, характерные для условий передачи усилий на твердое тело через твердую среду, что имеет место в случае одноосного сжатия кубиков и цилиндров пород путем вдавливания в них твердых штампов в экспериментах Ю.А. Ро­занова и Ю.Я. Эстрина ( 1968) или вдавливания в стекло твердых штампов в опытах А. Надаи (Nadai, 1 950) , Дж. Фреича (French, 1 922) и Дж. Филда (Field, 1 964) ..

Концентрические структуры, возникающие под влиянием длительного В®Jдействия усилий через твердую среду на твердую массу, в природе, вероятно, не наблюдаются. Поэтому аналоrnя между результатами подобных экспериментов и природными, во всяком случае геологическими , объектами ограничивается лишь самыми общими дан­ными, в соответствии с которыми предполагается, что все концентрические структуры представляют собой результат приложения усилий вдоль некоторой оси, расположен­ной в общем перпендикулярно к той или иной поверхности. Но такая аналоrnя ничего не дает для выяснения специфики механизма образования концентрических структур, возникающих над кровлей магматического очага. Вопрос о воздействии магматическо­го расплава на кровлю, состоящую из массы горных пород, представляет, таким обра­зом, проблему существенно иную, чем рассматриваемая для соляных штоков, а так­же для жестких штампов, вдавливаемых в породы или стекло. Естественно, что для разработки этой проблемы недостаточными будут и данные, которые, возможно, могли бы быть извлечены из сопоставления с концентрическими структурами, возникающими в результате передачи усилий через газовую среду.

ОБЩИЕ ПРЕДcrАВЛЕНИЯ ОБ УСЛОВИЯХ ОБРАЗОВАНИЯ КОНЦЕН11'ИЧЕСКИХ CIPYКТYP

НАД МАГМАТИЧЕСКИМ ОЧАГОМ

Роль механического давления, оказьmаемого магмой на вмещающие породы, бьmа отмечена еще Л. Бухом (Buch, 1 825) в его теории поднятий. Однако строrnй анализ влияния давления на образование тел, сложенных магматическими породами, впервые бьm дан Г. Гильбертом (Gi1bert, 1 877) при объяснении природы тел, названных им

1 73

и

г/о .: . . . . . . : . . . . . . . . . . . . : . . . . . . : . . . . . ... . . . . : . . . . . . . . . . . ... . . . . . . : . . . . . .

PPI:. 1. Идеальная схема взаимного расположения 1 - конич еских пластов ; 2 - наклонных кольцевых даек над магматич еским очагом, предложе­

но М. Андерсоном (Bailey et al., 1 9 24) по данным полевых исследований (а) и математических рас­четов (6) (Anderson, 1 9 3 5 / 1936) ; 3 - изолинии относительного рас тяжения при недостаточном давлении в магматическом очаге ; 4 - краевая зона магматического резервуара

лак колитами. Гильберт не только показал, что эти тела возникли в результате механи­ческого давления магмы на вмещающие породы, но и определил величину такого дав­ления как функцию нагрузки пород, залегающих в кровле магматического очага. Это позволило ему выяснить причины сравнительно строгой приуроченности лакколитов и пластовых тел к определенному стратиграфическому уровню, выше которого они, несмотря на относительно молодой возраст, не поднимались, подобно тому как не под­нимаются напорные воды выше области питания артезианского бассейна.

Принципы расчетов Г. Гильберта бьmи затем привлечены Р. Дэли ( 1 936) для опреде­ления наибольшей высоты вулканических построек . Давление магмы на вмещающие породы предлолагали в своих построениях также Ф.Ю. Левинсон-Лессинг ( 1 9 1 3 , 1 933) , Г. Клоос (C100s, 1936) и многие другие исследователи. В настоящее время магматичес· кое давление, возникающее в процессе подъема магмы, стало хорошо известно по наб­людениям за изгибанием земной поверхности до и после извержения вулкана Килауэа на Гавайских островах (Eaton, Murata, 1 960) .

В развитии представлений о механическом воздействии магмы на вмещающие поро­ды и о механизме образования концентрических структур над магматическим очагом сыграли роль общеизвестные исследования Э. Андерсона (Anderson, 1 935/ 1936) , по­священные наклонным кольцевым дайкам и коническим пластам Шотландии. Эти ха­рактерные формы интрузий бьmи отмечены А. Харкером ( Harker, 1 904, 1 908) , а затем детально изучены под руководством Э. Бейли (Bailey et а1., 1 924) . Э. Бейли обобщил результаты совместных работ в большом труде, в котором Э. Андерсон впервые по­местил идеальную схему взаимного расположения конических пластов и наклонных кольцевых даек над предполагаемым магматическим резервуаром (рис. 1 ) и объяснил появление тех и других соответствующим распределением над ним траекторий нор­мальных и скалывающих напряжений. Э. Андерсон считал, что конические пласты, нак­лоненные внутрь под углом 35-6d' , возникают в следствие давления на кровлю, пре­вышающего так называемое гидростатическое давление в кровле купола. Под воздей­ствием соответственно ориентированного давления могут образоваться также радиаль­ные трещины. Что касается кольцевых даек, то они, по Э. Андерсону, появляются в том случа� , когда давление в магматическом очаге оказьmается более низким, чем "гидростатическое" на том же уровне.

Э. Андерсон (Anderson, 1 935/1 936) нашел возможным рассчитать математическими методами строгое положение траекторий напряжений для теоретически рассмотренного 1 74

о

//

Рис. 2. Сравнение структуры дайковой серии Испанского Лика в Колорадо (а) с расчетными траек­ториями нормальных напряжений (6) (Ode, 1957)

Отклонение даек от радиального направления объясняется действием реmонального давления со стороны горного хребта, расположенного слева (заштрих ован)

им случая давления на кровлю купола, имеющего вид, близкий к "перевернутому цве­точному горшку", в среде изотропной, невесомой, лишенной внутренних напряжений и ограниченной с одной стороны плоскостью. Эти расче;rы приведены в "Основах палео­вулканолоmи" (Лучицкий, 1 97 1 ) , поэтому нет необходнмости их повторять. Важно, что объективные данные, характеризующие взаимное расположение внутренних эле­ментов строения концентрических структур с магматическим заполнением, бьmи со­поставлены с расчетами, определяющими соответствующее размещение траекторий напряжений в среде, деформируемой внедряющейся магмой.

В дальнейшем некоторыми исследователями бьmи предприняты меры к выяснению влияния различных факторов на расположение в пространстве траекторий напряже­ний над куполовидным магматическим очагом. В частности, Х. Оде (Ode, 1 957) , опи­раясь на .предложенную Э. Андерсоном методику, рассчитал сетку напряжений, воз­никающих в результате внедрения магматического купола в среду, подвергшуюся ре­гиональной деформации и, следовательно, обладающую предварительно напряженным состоянием. В качестве примера бьm избран Испанский Пик в Колорадо , для которо­го Х. Оде получил весьма близкие черты, характеризующие сетку напряжений и реаль­ную систему трещин растяжения, представленных даЙками. В его расчетах предпо­лагалось, что реmональное поле напряжений обусловлено давлением, которое оказы­вает на прилегающую местность фронт горного сооружения, а локальное поле напряже­ний создается магматическим куполом, внедряющимся в область Испанского Пика (рис. 2) .

Влияние напряженного состояния среды, в которую проникает магма, бьmо рассмот­рено в теоретическом плане Г. Робсоном и К. Бэром (Robson, Barr, 1964) , предлри­нявшими попытку выяснить, почему в одних случаях над куполовидным магматичес­ким очагом образуются трещины скальmания, а в дрymх - трещины растяжения. Они пришли к выводу, что различные структурные формы (кал ьдеры , конические пласты, радиальные и кольцевые трещины и т.п.) возникают в зависимости от соотно­шения вертикально и горизонтально ориентированных усилий и внутреннего давления в магматическом очаге, что, впрочем, известно и по более ранним исследованиям (Ander­son, 1 942) .

175

о I

1миnи I

.. ,

Рис.3. Рассчитанные траектории с калывающих напряжений в сравнении с выявленными при поле­вых исследованиях коническими слоями Арднамерхана (Durrance, 1 967)

1 - установленны�еe в поле элементы с тр оения конических слоеВ j 2 - кр упная ИНТР У3ИЯj 3 -с тр елка, направлениая от центр а О, указывает положение и наклон оси билатеральной с имметрии

Общие построения г. Робсона и К. Бэра, предполагающие большую роль напряженно­го состояния среды, в которую внедряется магма, привлекли также внимание друmх исследователей. В частности, э. Дюрранс (Durrance, 1 967) , который впервые применил оптические методы (фотоупруroсть) к исследованию полей напряжения в КОJЩентри­ческих структурах Арднамерхана (Шотландия) , объяснил систему конических пластов этого района существованием одного-единственного, а не трех центров, через которые внедрялась магма. Для этого он предположил, что трещины скапывания бьmи не только коническими, но еще и спиральными. Дюрранс сопоставил полученные им эксперимен­тально поля напряжения в плоских срезах упрymх оптических моделей, обобщенных в трехмерные построения, с реальным размещением элементов строения КОJЩентричес­ких структур и наглядно показал совпадение рассчитанной таким образом сетки напря­жений с наблюдаемой ориентировкой дугообразно изогнутых зон распространения раз· личного типа пород (рис. 3) .

Таким образом, теоретическими и экспериментальными исследованиями в послед­нее время бьmо установлено, что реконструкция траекторий напряжения и сравнение их с наблюдаемым рисунком элементов строения концентрических структур приводят к важным выводам, заслуживающим дальнейшего обсуждения. Не случайно поэтому на состоявшемся в 1 969 г. в Ливерпуле Международном симпозиуме по проблеме ''Ме­ханизм интрузий магмы" специальное внимание бьmо уделено вопросам внедрения маг­мы в хрупкие породы именно в этом плане (Робертс, 1973) . Б ьmо отмечено, например, что построения г. Робсона и К. Бэра, а также э. Дюрранса весьма спорны и что предло­женная э. Андерсоном КОJЩепция требует уточнения.

В настоящее время КОJЩентрические структуры, возникающие над магматическим очагом, выявлены в огромном количестве в различных районах мира .. В связи с этим наряду с теоретическими и экспериментальными обобщениями появились многочислен­ные работы чисто описательного характера, в которых механизм образования таких

176

о l7u.fepXHucm.6 .1е"".I7и

г

Рис. 4. Crадии образования кальдерных опусканий (cauldron subsidence) в подземных условиях (о, б) и на поверхности (в, г) (Bi1ings, 1 945)

MN, ОР, QR - возможные ур овни денудации. Черное - магматические раз ервуары

структур рассматривается лишь в самом общем виде. Примером могут служить рабо­ты М . Биллингса (Billings, 1 945 и др.) , в которых он, ссьmаясь на некоторые частные случаи, критиковал схему Э. Андерсона. Однако такие случаи скорее иллюстрируют необходимость развития представлений Э. Андерсона, чем обосновывают их несостоя­тельность (рис. 4) . Тем не менее М. Биллингс правильно подчеркнул большие затрудне­ния, связанные с объяснениями в построениях Э. Андерсона вертикальных кольцевых даек. Сейчас это замечание кажется особенно существенным - после того как К. Бренч (BTanch, 1 963, 1 966) обнаружил в Австралии огромные вертикальные кольцевые струк­туры с поперечником до 90 км И С центральным опусканием, заполненным игнимбри­тами.

В связи с работами К. Бренча особое внимание привлекает концепция К. Чепмена (Chapman, 1966) , предполагающего, что кольцевые структуры могут возникать вследст­вие различий в объемных весах магм, расположенных на глубине, и пород внутрикаль­дерного блока, проседающих над более легкими расплавами, способными подниматься, "вспльmать" в более тяжелых магматических массах. К. Чепмен ограничивает такие В'озможности, по-видимому, пятью километрами, но предложенный им механизм может охватьшать, вероятно , и более широкий диапазон глубин залегания магматических расплавов. Впрочем, сама идея возможного влияния различий в объемных весах магмы и продуктов ее затвердевания или иных твердых пород на деформацию земной коры бьmа предложена уже давно и применена, в частности, Б. Виллисом (Willis , 1 936) к объяснению процесса образования сводовых поднятий, сопровождаемых рифтовыми структурами.

В отечественной литературе проблема образования концентрических структур бьmа рассмотрена в связи с изучением интрузий Кольского полуострова Н.А. Елисеевым. В его работе (1953) особенности строения и механизма образования данного типа струк­тур объяснялись В соответствии с построениями Э. Андерсона. Общее же представление о широком распространении концентрических структур с магматическим заполнением бьmо дано А.В. Авдеевым (1965 ) , включавшим в число этих структур кольцевые впа­дины Луны и лунные "моря", а также Т.В. Перекалиной (1 963) . Позднее Е.В. Свешни­кова предложила общую систематику подобных структур по "морфотектоническим" 12. 3ак. 1 492 177

признакам. В этой систематике предусматривается выделение различных типов струк­тур (всего их учтено девять) , представляющих "разные формы развития общего про­цесса, в котором ведущую роль играют подвижки по кольцевому разлому внутриколь­цевого блока и его расчленение-дробление последующими кольцевыми разломами или системами трещин" (1 968 , с. 9) .

В более поздней работе Е.В. СвеlШIИкова ( 1 973) приводит ряд идеальных схем, ил­люстрирующих возможные теоретические модели механизма образования кольцевых и конических разломов. В эту серию схем вовлечены построения В. Эшера (Escher , 1 929) и другие представления, в которых анализируется процесс образования трещин в усло­виях предварительного фазового распада магматического расплава, сопровождаемого обособлениями газов. Впрочем, такие схемы принципиально уже не имеют отношения к анализу полей напряжения , предложенному Э. Андерсоном для объяснения концентри­ческих структур над магматическим очагом, хотя сами по себе эти схемы и представля­ют определенный интерес.

Механизм образования концентрических структур рассмотрен также В.А. Невским ( 1 97 1 ) , в построениях которого, как и у М. Биллингса, совершенно справедливо обра­щается внимание на затруднения , возникающие � связи с попытками объяснить проис­хождение вертикальных кольцевых даек в соответствии с концепцией Э. Андерсона. Это, пожалуй, наиболее серьезное возражение против концепцни Э. Андерсона, но оно ни в какой мере не затрагивает ее в целом, так как не касается конических пластов и н аклонных кольцевых даек , расположенных над магматическим куполом.

Кольцевые разломы в кровле такого купола образуются, по В.А. Невскому, в ка­честве цилнндрических трещин отрыва, центриклинальных трещин отрыва, центрикли­нальных и периклинальных трещин скалывания, а также оперяющих конических и пе­риклинальных трещин отрыва . Вся система построений В .А. Невского не подтверждена, к сожалению, анализом полей напряжений .

ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ПРОБЛЕМЫ

Подводя итог сложившемуся в настоящее время положению с исследованием меха­низма образования концентрических структур над магматическим очагом, необходимо подчеркнуть крайнюю ограниченность экспериментальных данных, позволяющих оцени­вать этот механизм на основании специально поставленных опытов , и безусловную эф­фективность методов , опирающихся на анализ распределения полей напряжений в соот­ветствующих те.оретических или экспериментальных моделях.

В течение уже полувека главнqе внимание исследователей сосредоточено на подыс­к ании различных приемов расчета траекторий нормальных и касательных напряжений , позволяющих отстраивать соответствующие сетки (patterns), сопоставляемые с раз­мещением различных объектов , наблюдаемых в природе. Между тем хорошо известно, что изучение напряженного состояния в сложных системах, подобных конuентрическим структурам , значительно облегчается применением поляризационно-оптических мето­дов исследования, получивших в технике широкое распространение , но в научных ра­работах используемых далеко не достаточно . Эти MeToдbI позволяют строго определять поля напряжений в изучаемых моделях и таким образом, с одной стороны, существен­но облегчать сложные расчеты или избегать их, с другой - создавать благоприятные ус­ловия для постановки проверочных экспериментов .

До настоящего времени только Э . Дюрранс (Lиrrance, 1 967) привлек поляризацион­но-оптические (или, как он называет их, фоТ(�упругие) методы к изучению механизма образования этих структур. Однако в его работе такие MeToдbI используются не для мо­делирования концентрических структур, а только для исследования некоторых плоских срезов в целях последующего построения по ним трехмерных моделей. К сожалению, Э. Дюрранс не приводит даже примеров соответствующих срезов и сведений об усло­виях, в которых они бьmи получены, поэтому с точки зрения исследования концентри­ческих структур проведенная им большая работа нуждается во многих разъяснениях. 1 78

ь .f'CN 1-- --1/ � z ��-=-jJ

Рис. 5. Распределение напряжений в фотоупругом матер иале над камерой при возрастающем (а- в) и падающем (г-е) в ней давлении (эксперимент)

б, д - с пособ нагружения модели и картины изохром ; в,е - поле изоклин для каждого случая. 1 - изменение размера камеры относительно первоначального ее диаметра (do ) ; 2 - траектории нормальных напряжений ; 3 - то же, касательных

Ставя задачу экспериментального изучения механизма образования концентрических структур, естественно прежде всего выяснить , каким образом можно получить модель, сопровождаемую полем напряжения , определяющим размещение концентрических структур по схеме Э. Андерсона . Далее важно установить, как зто поле меняется под влиянием региональных напряжений . Наконец, необходимо попытаться определить влияние гравитационных сил на деформацию возникающего поля напряжения . Для решения этой задачи следует подыскать соответствующие условия, которые могли бы быть сопоставлены с природными и, таким образом, служить основанием для проверки существующих гипотез и для анализа вариации изучаемого поля напряжений .

В соответствии с поставленной задачей опыты проводились в пластинах толщиной 50 мм, изготовленных из желатино-глицериновой оптически активной массы с концен-

1 79

трацией желатина 1 5%. Эти пластины помещались в бокс с прозрачными стенками размером 95 Х 1 70 Х 50 мм и имитировали изотропную среду, в которой происходила деформация. В качестве модели магматической камеры применялся сферический ре­зиновый баллон, заполненный водой или воздухом. Наибольший диаметр этого баллона достигал 30 мм. Расширение баллона сопровождалось появлением (в скрещенных по­ляризаторах) и быстрым ростом количества изохроматических полос, располагавших­ся концентрически вокруг баллона (рис. ? , а-в) . Когда полосы достигали границ бок­са, опыт прекращался и производилось изучение распределения на модели изохром и изоклин. Анализ возникающих таким образом полей напряжения позволил сравнитель­но просто в соответствии с обычными правилами построения установить распределе­ния траекторий нормальных и касательных напряжений .

Весьма типичным оказалось поле напряжений для случая, при котором не учитыва­лись ни гравитационные эффекты, ни влияние напряженного состояния cpeдb1, в кото­рой располагалась камера, наполнениая жидкостью. давление этой жидкости на стенки резервуара в эксперименте варьировало, то увеличиваясь, то спадая, что соответство­вало общему представлению Э . Андерсона (Anderson, 1 935/ 1 936) о меняющемся давлении внутри куполовидного очага с магматическям расплавом. В ходе эксперимен­та выяснилось , что особенности размещения изохром и изоклин сохранялись неизменен­ными, хотя с ростом давления изохромы, естественно, увеличивались, а при снижении -уменьшались в числе . Что касается нормальных напряжений, то в таких условиях, отве­чающих деформации в полуограниченной изотропной среде, траектории этих напряже­ний образуют вокруг камеры (очага расширения) систему концентрически и радиаль­но расположенных линий, существенно не меняющих своего положения близ верхней границы модели. Концентрические траектории в данном случае отвечали растяжению (аl ) и размещались параллельно контуру очага расширения; радиальные же траекто­рии нормальных напряжений соответствовали сжатию (а2 ) ' В случае сферического оча­га траектории а2 образуют над ним систему конических поверхностей, наклоненных к центру и выполаживающихся с удалением от него .

Траектории касательных напряжений в данных условиях приобретают вокруг очага расширения вид расходящихся дугообразных кривых, представляющих след пересече­ния с плоскостью спирально изогнутых поверхностей. В целом же экспериментальные данные о расположении траекторий напряжений подтверждают правильность расчетов Э. Андерсона, хотя опытами устанавливаются и некоторые не отмеченные им законо­мерности . В частности, выполаживание радиальных траекторий нормальных напряжений наблюдается в модели не только вдали от очага расширения, где механическое воздейст­вие его на окружающую среду существенно ослаблено, но и повсеместно над этим оча­гом. Важно, кроме того, отметить , что при соответствующем давлении в очаге расшире­ния, превышающем давление на него со стороны кровли, распределение изохром в пространстве , окружающем очаг, устойчиво сохраняется ; варьирует только число изо­хром, увеличивающееся при больших давлениях и уменьшающееся с их снижением.

В процессе моделирования выяснилось , что уменьшение очага расширения путем отсасывания жидкости или воздуха до размера меньшего, чем первоначальный, при ко­тором материал модели сохранял изотропные оптические свойства, приводит к смене ориентировки сжимающих и растягивающих усилий в поле траекторий нормальных напряжений (см. рис. 5 , г-е) . Эта картина соответствует реальной смене соотношений между внутренним давлением магматического очага (Рд и давлением колонны пород, залегающих над ним (Ps ) ' При Р; < Ps происходит закрытие системы конических тре­щин поля нормальных напряжений, создаются потенциальные возможности для рас­слоения вдоль сферических поверХностей того же пол'я и реализуются скалывающие напряжения, способствующие обрушению отдельных блоков кровли в очаг.

Существенно новые данные получены при изучении модели в условиях внешней нагрузки на вмещающую среду, Т .е . в условиях предварительно напряженного состоя­ния среды. Эти опыты проведены на пластинке желатино-глицериновой оптически ак­тивной массы, имеющей толщину 20 мм, в которую была вмонтирована цилиндрическая 180

Рис. 6. Распределение напряжений вокруг о'!ага расширения в блоке упругого материала, нагружен· НОСО равномерно с одной стороны (эксперимент)

Q - траектории нормальных (С lUIошны е линии) и касательных (пунктир) напряжений; б -

х арактер нагружения и поля изохром ; в - поле изоклин

камера. Схема нагружения модели показана на рис . 6 . В этой модели изохромы образо­вали вокруг очага систему эллипсов , а не прав ильные концентрические окружности. Главная ось эллипсов была ориентирована параллельно внешнему давлению. Близ нагруженного края модели изохромы распались на две группы, расположенные симмет­рично относительно вертикальной оси, тогда как на противоположной стороне они сохраняли свою обычную замкнутую форму .

По расположению изоклин и их замыканию по обе стороны от центра устанавливает­ся, таким образом, появление симметрично расположенных двух изотропных точек , в которых напряжения сжатия и растяжения уравниваются. Положение изотропных точек определяет границы распространения по горизонтали концентрически радиального поля напряжений вокруг очага расширения в пределах другого поля напряжений, выз­ванного внешней нагрузкой. С увеличением внешнего давления изотропные точки приближаются к вертикальной оси, а с увеличением внутреннего давления они расхо­дятся тем дальше, чем больше это давление . У границы нагруженного края радиальные траектории напряжений изгибаются так , как это указано э. Андерсощ)м (Anderson, 1 935/ 1 936) для принятой им модели, ненагруженной и соответственно невесомой .

При значительном понижении внутреннего давления по сравнению с внешним (Pi � Ps) начинается деформация камеры, вследствие чего поле напряжений вокруг полости, не поддерживаемой внутренним давлением, приобретает совершенно иной об­лик , чем это бьmо отмечено выше (рис. 7) . В поле изо хром появляется изотропная точ­ка, расположенная над сводом полости. Ее местоположение определяется размещением областей растяжения и сжатия ; выше точки распространяется область сжатия, ниже -область растяжения, сосредоточенная непосредственно над сводом полости. Соответ­ствующие изменения характеризуют и размещение касательных напряжений . Все эти изменения сближают возникающую систему траекторий нормальных и касательных напряжений с аналогичной системой, образующейся над кровлей горных выработок ,

1 8 1

// 2 9 Q "'еж

Рис. 7. Распределение напряжений вокруг цилиндрической п олосы без давления в упругом м ате­р иале при нагрузке сверху (эксперимент)

а - траектория нормальных (СIUIОlШlые линии) и касательных (точечные линии) напряжений ; б - способ нагружения модели и картина изохром; в - поле изоклин

туннелей и тому подобных подземных сооружений в связи с гравитационной нагрузкой. Наши эксперименты показали, что в таких условиях в начальных стадиях нагружения возможно образование трещин растяжения только в ограниченной области, непосредC'l'­венно примыкаюшей к своду камеры.

Вдали от свода и ближе к поверхности образование трещин становится маловероят­ным, и это подчеркивается характерным расположением нормальных напряжений, отвечающих сжатию и выполаживающихся по мере удаления от камеры. В подобных условиях могут реализоваться сколы, выраженные на поверхности круто наклоненными от центра разломами, вызывающими как бы задавливание отчлененных ими блоков в камеру, неспособную выдержать давление с их стороны вследствЙе дефи­цита внутреннего давления . В результате при спаде внутреннего давления до значений существенно меНI!ШИХ, чем гравитационная нагрузка , происходит процесс обрушения сводов, который предполагается в построениях Х. Вильямса для кальдер (Wil1iams, 1 94 1 ) , а М . Биллингсом (Billings, 1 945) и Дж. Робертсом ( 1 973) для колоколооб­разных интрузий.

Подводя итог обзору результатов проведенных экспериментов , следует подчеркнуть , что они позволяют достаточно определенно подтвердить правильность построений Э. Андерсона для системы конических пластов и наклонных кольцевых даек, хотя и вносят в эти построения известные уточнения. Вместе с тем опыты показывают, что в поле региональных напряжений, вызванных возникающим в земной коре тем или иным распределением усилий вокруг внедряющегося магматического купола, проис­ходят принципиальные изменения в расположении нормальных и скалывающих напря­жений. Эти изменения очень наглядно выражены на рис. 6, а-в . Сравнивая показанные на них поля напряжений с теми, которые привлечены, например, Е. Хиллсом ( 1 967) по данным Х. Оде (Ode, 1 957) для. Испанского Пика, нетрудно видеть, что аНaJ1.JГИЯ между соответствующими траекториями нормальных напряжений, отвечающих растя-182

жению, и системой даек названного пика (Хиллс, 1 967 , с. 363) может быть получена лишь в том случае , если приведенный Е . Хиллсом рисунок будет повернут против ча­совой стрелки на 900 и дополнен симметричным отображением системы кольцевых траекторий. Об этом следует сказать, чтобы обратить внимание на необходимость более строгой оценки истинной картины полей напряжения, чем она принимается сейчас да­же в лучших учебниках структурной геологии . В статье (Лучицкий, 1 969) мы уже от­мечали неправильную интерпретацию (в учебниках структурной геологии и во многих исследовательских работах) полей напряжения в складках, возникающих в результате продольного изгиба.

О ВЕРТИ КАЛЬНЫХ КОЛЬЦЕВЫХ СТРУКТУРАХ

Становит'ся очевидным, что , опираясь на проведенные работы и привлекая различного рода расчеты, подобные тем , которые были предложены Э. Андерсоном, невозможно достаточно строго обосновать представление о способе образования вертикальных кольцевых даек , причем не только малых, но и особенно таких огромных, какие стали широко известны сравнительно недавно по работам К. Бренча (Branch, 1 963) и дру­гих исследователей . Сейчас можно предложить только общую систему представлений, на основе которых в дальнейшем, по-видимому, можно будет уточнить вероятный ме­ханизм образования вертикальных кольцевых даек и проверить этот механизм экспе­риментальным путем.

Для малых вертикальных кольцевых структур может быть привлечен механизм га­зового плавления, предложенный Р. дэли ( 1 936) для объяснения процесса образования вулканических горловин с диаметром, достигающим, по его мнению, примерно 1 500 м . Возникшие в таких условиях трубообразные полости могут в дальнейшем подвергнуть­ся обрушению, в связи с чем появится кольцевая структура . В ней будет, очевидно, резко выраженная общая по граничная кольцевая зона, отделяющая эту структуру от вмещающих пород. Внутри же будет обособлен более или менее измененный процесса­ми обрушения внутрикольцевой блок . Механизм этого последующего обрушения бу­дет в данном случае отвечать представлениям Б . Эшера (Escher, 1 929) о происхожде­нии кальдер со всеми вытекающими отсюда выводами в отношении связей между размерами газовой колонны, вырабатывающей основной стержень будущей структуры в виде горловины вулкана, и опускающимся расчленяемым блоком (расчеты Эшера -см. Лучицкий, 1 97 ] ) . Эта система представлений вполне отвечает общим соображе ­ниям Е.В. Свешниковой ( 1 973) о происхождении кольцевых структур в результате внутрикольцевого блока.

Однако для обширных кольцевых структур с размером в поперечнике свыше ] 500 м и ДОСТjfгающих иногда многих десятков километров этот механизм, очевидно, исклю­чается , хотя именно для таких структур приложимы, по-видимому, построения, опира­ющиеся на представления о существовании известной аналогии между различного типа инъективными структурами, сложенными магматическими породами и пластическими массами каменной соли. Во всяком случае, аналогия касается, как можио предполаг"ать , перемещения магматических расплавов, подобно солям под нагрузкой вышележащих пород. В остальном, вероятно , процесс формирования вертикальных кольцевых струк­тур с магматическим заполнением отличается определенным своеобразием .

Если попытаться дать общее описание механизма образования крупных вертикаль­ных кольцевых структур, то можно предположительно считать, что он последовательно охватит следуюший ряд главных фаз . Первая фаза связана с распространением на опре­деленной глубине магматического расплава в горизонтальном направлении от неко­торого центра более или менее равномерно в CTopqHbI, вследствие чего горизонтальный срез интрузии приобретает либо округлые, либо сравнительно сложные очертания. Вторая фаза определяется образованием ослабленной зоны над магматическим очагом, имеющим горизонтальную кровлю. Появление ослабленной зоны вызвано уменьшением поддержки в основании обширного цилиндра горных пород, расположенного над по-

183

добным магматическим очагом. Третья фаза выражена внедрением магматического расплава в ослабленную зону, следующую вдоль края цилиндра, где, вероятно , форми­ровалась вертикально расположенная зона, состоящая из диагонально расположенных трещин скалывания , как это описано, например, Г. Клоосом (Cloos, 1 936) для флек­сурных изгибов . Таким образом, возникла общирная кольцевая структура с дайковым магматическим заполнением вдоль ее краев и с вертикальным расположением дайково­го кольца или системы колец.

Образование такого цилиндра из горных пород, опущенного в центре структуры вдоль вертикальных стенок, и размеры его зависят, как можно полагать , от глубины за­легания магматического очага, обладающего плоской кровлей (с увеличением глуби­ны размеры его становятся больщими), от прочности горной массы, т.е. от сил сцепле­ния между элементами строения цилиндрического блока земной коры, а также от раз­ности плотностей между тяжелыми породами этого блока и подстилающими его более легкими магматическими массами. В целом такая кольцевая структура представляет собой, в сущности, концентрический грабен, возникщий над магматическим очагом с плоской кровлей . Очертания подобного грабена в определенной мере зависят от мор­фологии магматического очага, распространяющегося в недрах Земли в различных направлениях в соответствии с особенностями геологического строения .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Подводя итог проделанной работе, следует подчеркнуть наиболее существенные по­ложения. Во-первых, общий обзор данных о строении и вероятном механизме образо­вания концентрических структур, возникающих над магматическим очагом, приводит к выводу О наиболее рациональном методе их экспериментального исследования на основе применения фотоупругих моделей . Этим методом можно выявить расположение траекторий нормальных и касательных напряжений в модели природных объектов и сопоставить их с картиной распределения соответствующих реальных элементов строе­ния этих объектов . Во-вторых, опираясь на применение данного метода, можно уста­новить особенности механизма образования концентрических структур над магмати­ческим очагом . Эксперименты подтверждают справедливость построения Э. Андер­сона (Anderson, 1 935/ 1 936) , хотя и вносят некоторые уточнения в его схему. В-третьих, эксперименты позволяют оценить влияние гравитационного поля и предварительно напряженного состояния среды (регионального поля напряжения) на распределение трещин растяжения, открывающих путь для магматических расплавов, поднимающих­ся к поверхности . Наконец, в -четвертых, совершенно определенно выясняется, что схема Э. Андерсона не объясняет происхождения вертикальных кольцевых струк ­тур, для которых должно быть дано иное толкование механизма образования. Мы по­лагаем, что для малого размера кольцевых структур (по 300-500 м в поперечнике) приложима концепция газового плавления (по Р. дэли с дополнением Б. Эшера) . Для крупных структур данного типа необходимо, по-видимому, предполагать опуска­ние блоков земной коры, лишающихся поддержки снизу вследствие распространения в их основании магматического очага, имеющего плоскую кровлю. Такое представле­ние о вертикальных кольцевых структурах требует дальнейшей проверки эксперимен­тальными методами .

1 84

МОДЕЛИРОВАНИЕ ПОЛЕЙ НАПРЯЖЕНИЙ В ГЕОЛОГИЧЕСКИХ СТРУКТУР АХ

И ЕГО ЗНАЧЕНИЕ В ТЕОРИИ РУДООБРАЗОВАНИЯ*

Пространственное распределение зон растяжения и сжатия в различных структур­ных условиях определяет в значительной мере размещение разного рода трещин, к ко­торым тяготеют рудные залежи . Знание закономерностей размещения подобных тре­щин в теории рудообразования настолько важно, что существуют различные общие по­строения, заимствуемые чаще всего из механики, которые привлекаются к исследова­ниям, направленным на выяснение возможного расположения рудных зон и рудопро­водящих каналов . Определенную роль в подобного рода построениях и исследованиях приобрели эксперименты, которые пока еще не получили IШIрокого распространения.

Все же хорошо известно , что даже привлекаемая для таких построений популярная концепция Дж. Беккера (Becker, 1 904) , предполагающая возможность вращения по­верхностей скалывания по мере развищя деформации и опирающаяся на представление о возможном сопоставлении этих поверХН9стей с круговыми сечениями эллипсоида деформации, бьmа построена на экспериментальных данных. Известно также значение экспериментов Г. Клооса (Gloos, 1 936) для интерпретации возможного распределе­ния различного рода трещин в геологических структурах. Не менее существенны анало­гичные опыты М .В . Гзовского ( 1 963) и других исследователей. Все эти эксперименты относятся к категории ОПЫТОВ , использующих в исследовании эквивалентные материа­лы, право мерность привлечения которых к эксперименту определяется на основе тео­рии подобия.

другую линию в экспериментах, позволяющих ориентироваться в закономерностях пространственного размещения зон сжатия и растяжения и соответствующего располо­жения трещин, представляют опыты по деформации естественных горных пород в различных термодинамических условиях. Значение таких опытов в теории рудообразо­ванил несомненно . Можно сослаться в связи с этим на работы Д. Григгса с соавторами (Griggs et al. , 1 960) , М. Патерсона и Л. Вейса (Patercon, Weiss, 1 962) , Ю.А . Розанова ( 1 962), И.В. Лучицкого с соавторами ( 1 967) и других исследователей .

Однако есть еще третье направление в экспериментальных исследованиях по выяс­нению распределения трещин, расчленяющих геологические структуры. Это направле­ние связано с использованием современной техники моделирования, позволяющей изучать поля напряжения, возникающие в деформированной оптически активной сре­де. Принципиальные основы этой техники созданы еще в начале прошлого века Брюсте­ром, обнаружившим оптическую анизотропию в прозрачных аморфных телах, подверг­шихся деформации. Только столетие спустя открытие этого явления бьmо использо­вано в различных областях науки и техники для изучения распределения напряжений в моделях изучаемых объектов . В начале текущего столетия бьmи разработаны соот­ветствующие методические приемы и использована аппаратура, получившая IШIрокое применение прежде всего в 1!.нженерноЙ практике , в частности в горном деле. В 30-х годах появились работы, в которых бьmи подведены уже первые итоги исследованиям в этой области (Coker, Filon, 1 93 1 ; Mesmer, 1 939) . Тогда же оптические методы изу­чения напряжений послужили предметом обсуждения на специальной конференции, созванной в Ленинграде (Труды конференции .. , 1 937) . Позднее появились и другие обобщающие работы по вопросам оптического моделирования (Фрохт, 1 948, 1 950; Феппл , Мёнх, 1 966; Monch, 1 949) , а также разнообразные теХнические журналы, в ко­торых начали регулярно публиковать резул'ыаты исследований в области изучения полей напряжений в различного рода моделях технических конструкций.

В геологии метод оптического моделирования привлечен М.В. Гзовским ( I 954а,б, 1 963) к исследованию складок , возникающих вследствие поперечного изгиба, позд-

*Роль физико-механических свойств горных пород в локализации эндогеюIых месторождений. М.: Наука, 1 973. С. 36-40. Совместно с П.М. Бондаренко.

185

нее Дж. Кюри, х. Патнодом и Р. Трампом (Currie et al . , 1 962) , затем авторами настоя­щей статьи (Бондаренко, Лучицкий , 1 969) - к изучению складок продольного изги­ба . Эти. виды изгибов хорошо известны в механике и отличаются друг от друга опреде­ленной ориентировкой усилий , вызывающих деформацию пласта, продольных или по­перечных по отношению к напластованию или по отношению к оси тела, если речь идет, как , например, в технике, об изгибе бруса. Таким образом, анализируя эксперименталь­ные данные о напряжениях, возникающих в оптических моделях складок , сейчас можно определить, как распределяются в них зоны растяжения и сжатия и соответственно ка­ковы главные закономерности размещения в складках различного типа трещин, благо­приятных для образования рудных скоплений .

Сравнение данных, полученных при изучении складок в лаборатории эксперименталь­ной тектоники Института геологии и геофизики Сибирского отделения Академии наук СССР, показало , что имеются существенные различия между полями напряжений в склаДках разного типа (рис. 1 ) ; выяснилось , что распределение напряжений в склад­ках продольного изгиба совершенно не отвечает традиционным представлениям, изло­женным в учебниках структурной геологии даже новейших изданий . В самом деле , как видно на рис. 2, анализируя распределение зон сжатия и растяжения, обычно пред­полагают, что в складках, наблюдаемых в природе, эти зоны разделены нейтральной линией, проходящей в середине изогнутого пласта. Разнообразие такого рода представ­лений невелико (Белоусов, 1 954; Ажгирей, 1 966; Ситтер, 1 960 ; Хиллс, 1 967 ; Гогель, 1 969; и др.) , и все они, в сущности совершенно неоправданно, отображают идею, пред­полагающую, что такие складки являются складками чистого изгиба. Но если для бес­конечно малого элемента объема, который рассматривают в механике, когда говорят о чистом изгибе, действительно можно (и то с некоторой долей условности) считать, что нейтральная линия проходит в середине изгибаемого объема, то для реального тела, подвершегося изгибанию, предполагать такое расположение нейтральной линии трудно. Можно бьmо бы, конечно, оценить математическими методами положение этой линии в реальной складке, однако даже лучшие знатоки проблем структурной геологии считали до сего времени распределение зон растяжения и сжатия в складках совершен­но очевидным и привлек али к истолкованию распределения этих зон только концепцию чистого изгиба.

Между тем , как показали опыты, в единичных складках продольного изгиба или в их системах нейтральная линия, разделяющая зоны сжатия и растяжения, не является срединной, а ориентирована косо по отношению к поверхностям, ограничивающим слой (рис. 3) . Также очевидна несостоятельность традиционных представлений о разделении зон сжатия и растяжения срединной нейтральной линий и для складок поперечного из­гиба.

Дальнейший анализ экспериментальных данных показывает, что на своде складки продольного изгиба зона растяжения образуется лишь после того, как ее крьmья приоб­ретают значительный наклон, равный 1 2- 1 50 . При увеличении наклона крьmьев склад­ки нейтральная зона смещается от апикальной части изгиба вниз и только при углах наклона свыше 300 достигает середины изгибаемого слоя. В складках поперечного изгиба зона растяжения возникает практически одновременно с приложением сосредо­точенного усилия, причем глубина этой зоны равна мощности изгибаемого слоя. Та­кой результат проведенных экспериментов может быть привлечен для вьшодов широко­го геологического плана. По этим данным можно определить, в частности , минималь­ную амплитуду складок или изгибов , при которой на своде обособляется ясно выражен­ная зона растяжения . Например, при ширине складки продольного изгиба, равной 1 00 км, подобная зона появится только при амплитуде более 1 1 км. Это делает мало­вероятным образование рифтовых впадин на сводовых поднятиях вследствие общего сжатия, ориентированного в горизонтальном направлении, так как рифтовые в падины, как известно, возникают при малых амплитудах изгибов и соответственно при очень малых углах наклона его крьmьев . Отсюда следует, что для обоснования теорий рифто­образования необходимо привлекать представление о развитии зон растяжения на 186

:

А

� .. �--

=

Рис. 1. Распределение напряжений в начальных стадиях продольного (А ) и поперечного (Б) изгибов упругого слоя

а - картина изохром ; б - поле изоклин ; в - траектории нормальных напряжений; г - траектории касательных напряжений

Рис. 2. Размещение зон сжатия и растяже-

а

ния при изгибе слоя в трактовке различных d' авторов

а - по г.д. Ажгирию ( 1 9 56) ; б - по В.В. Белоусову ( 1 9 54) ; в - по Е.Ш. Хил­псу ( 1 9 6 7)

своде попереtffiого изгиба, на котором растяжение возникает сразу же после приложения внешних усилий.

Обращаясь к системе складок продольного изгиба , можно видеть (рис. 4) , что зоны сжатия в них располагаются, подчиняясь волнисто-изогнутой полосе , совпадающей в об­щем с направлением приложенных усилий и четко обособленной нейтральными зонами от областей растяжения на сводах складок. Амплитуда изгибов зтой полосы значительно меньше амплитуды складок , вследствие чего нейтральные зоны следуют не параллельно контурам изгибаемого слоя, что имеет место в случае чистого изгиба, а занимают по от­ношению к ним секущее положение.

Экспериментами установлено , кроме того, что траектории скальmающих напряжений выявляют сложные взаимоотношения между ориентировкой трещин скалывания и наклоном крьшьев складки . При амплитуде складок , равной мощности изгибаемого С!IОЯ или меньше ее, трещины скалывания наклонены в сторону, противоположную наклону крьшьев складки, тем более полого , чем круче наклоны крьшьев складки. При большнх амплитудах складок и соответственно более крутых наклонах их крьшьев зоны скальmания выполаживаются и при наиболее крутых падениях на крьшьях приоб­ретают почти горизонтальное положение (рис. 5 ) , параллельное напластованию и направ ­лению приложенных усилий. Такое положение зон скальmания, сливающихся в единую волнисто-изогнутую поверхность, приводит к появлению структур, имеющих вид шарьяжей , в которых тем не менее своды складок смещены относительно крьшьеп на

187

Рис. 3 . Распределение напряжений в единичной с кладке продольного изгиба Условные обозначения см. на рис . 1

А

Рис. 4. Распределение напряжений в с истеме симметричных складок продольного изгиба в различ­ные стадии их развития

А - картина изохром; Б - траектории кас ательных напряжений

z

Рис. 5. Размещение зон сжатия, растяжения и скалывания в различные стадии продольного изгиба слоя

1 - нейтральная линия; 2 - зона растяжения; 3 - зона максимального сжатия ; 4 - условный

гр афик роста сжимающих напряжений с увеличением степени изгиба; 5 - зоны скалывания

небольшие расстояния. Этот результат проведенных экспериментов позволяет предста­вить новую трактовку происхождения шарьяжеЙ. Становится очевидной необходнмость различать среди шарьежей такой тип структур, который отвечает появлению пологого или почти горизонтального волнисто-изогнутого сместителя в системе тесно сжатых складок продольного изгиба. В таких неошаРl>яжах "аллохтон" испытывает сравнитель­но малые перемещения по отношению к "автохтону", хотя сместитель имеет обычный вид почти горизонтальной волнисто-изогнутой мощной тектонической зоны, прослежи­вающейся на большие расстояния .

Возможно, что к числу примеров такого рода структур следует отнести пологие тектонические зоны, расчленяющие систему тесно сжатых складок, сложенных триасо­выми отложениями в низовьях р. Туры в Восточном Забайкалье (Лучицкий, 1 940) . Однако не исключено , что в дальнейшем будет установлена принадлежность к этому роду структур большинства тектонических зон , которые сейчас исследователи склонны объяснять традиционными представлениями о шарьяжах. Важно еще отметить, что из­вестные по геофизическим данным пологие, почти горизонтальные поверхности раз­дела, наблюдаемые в сложно построенных системах складчатых структур, о которых писал А.В. Пейве ( 1 960) , тоже могут найти объяснение с учетом полученных нами но­вых экспериментальных данных.

Таким образом, в анализе распределения зон растяжения и сжатия в складках про­дольного изгиба экспериментальным методом намечаются новые пути исследования. Во­первых,открываются возможности широкого подхода к изучению геологических струк­тур и выяснению их происхождения на основе точного изучения распределения напря­жений в оптических моделях. Во-вторых, исследователи, занятые изучением закономер­ностей размещения трещин, благоприятных для концентрации рудного материала, по­лучают с внедрением методов оптического моделирования полей напряжения в геоло­гических структурах новые возможности извлечения точных данных для интерпретации общих закономерностей размещения рудных зон и рудоподводящих каналов .

ЛИТЕРАТУРА

Авдеев А.В. О кольцевых структурах магматических комплексов // Сов. геология. 1 965. NQ 10. С. 50-66.

Ажгирей Г.д. Структурная геология. М. : Изд-во МГУ, 195 6. 350 с. Анаroл ьева А.И. К вопросу об универсальной стратиграфической схеме девонских отложеl lИЙ

Минусинского прогиба: Тез. докл. на Междувед. совещ. по разработке унифицир, стратиграф. схем Сибири. л.: ВСЕГЕИ, 1955.

Арган э. Тектоника Азии. М. ; л.: ГОНТИ, 1 935. 1 92 с. Арсеньев АА . Проблема изучения щелочных гранитоидов Забайкалья // Изв. АН СССР. Сер.

геол. 1946. NQ 3. С. 1 25 -1 27. Арсеньев А.А. Щелочные породы Восточной Сибири / / Докл. АН СССР. 1954. Т. 95, NQ 2.

С. 363-366. Арсеньев АА., НеЧllева ЕА. Краткий очерк вулканизма Удинско-Хилокского междуречья //

Тр. ГИН А Н СССР. Сер. геол. 1 95 1 . Вып. 1 28, N2 49. С. 1 5-2 1 . Арсеньев АА., НеЧllева ЕА. Оливиновые лейцититы р . Молбо // Докл. АН СССР. 1 955 . Т. 104,

N2 6. С. 9 10-9 1 1 . Ару1ЮНЯН А.Р. Явления будинажа и пластической деформации в породах Арказанского и Ведин­

ского районов Армянской ССР // Изв. АрмССР. 1 962. Т. 1 5 , N2 3. С. 1 1-18. Архангельский А.Д. Геологическое строение и геологическая история СССР. л.: Изд-во АН СССР,

1947. Т. 1 . 4 1 6 с. ; 1 948. Т. 2. 372 с. Архангельская В.В., Кац А.Г. Мезозойские магматические породы восточной окраины Алдан­

ского щита // Сов. геология. 1 959. N2 4. С. 67-82. Баженов И.К. Геологическое строение стыка между Западиым Саяном и Кузнецким Алатау / /

Изв. Зап.-Сиб. отд. Геол. ком. 1930 . Вып. 3 . С. 1 -55 . Баженов и.к. Нефелиновые породы восточного склона Кузнецкого Алатау / / Вопросы геологии

Сибири. Изд-во АН СССР, 1 945. Т. 1 . С. 188-225. Байдюк Б.В. Механические свойства горных пород при высоких давлениях и температурах.

М . : Гостоптехиэдат, 1963. 102 с. Байдюк Б.В., Шрейдер ЛА., Лагун л.и. Исследование деформационных свойств горных пород

Волго-Уральской нефтегазоносной области // Экспериментальные исследования в области разработ­ки глубоких нефтяных и газовых месторождений. М.: Наука, 1 964. С. 8 1 -86.

Барт Т. Теоретическая петрология. М.: Изд-во иностр. лит., 1 956. 414 с. Белицкий А А . К вопросу о механизме образования кливажных трещин // Тр. Горно-геол. ин-та

Зап.-Сиб. фил. А Н СССР. 1 949. Вып. 6. С. 37-44. Белов И.В. Материалы по вулканизму Южной Якутии // Тр. Вост.-Сиб. фил. АН СССР. Сер. геол.

1 954. NQ 1 . С. 70-84. Белов И. В. О формационном расчленении и химическом составе пород трахибазальтовой форма­

ции Саяно-Байкальской горной области // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 958. NQ 7. С. 76-91. Белов и.в. Меэокайнозойские магматические формацни Байкальской субплаТформенной зоны //

Зап. Вост.-Сиб. отд. Всесоюз. минерал. о-ва. 1 959 . Вып. 1 . С. 3-21 . Белов И.В. Трахибазалътовая формация Прибайкалья. М. : Изд-во АН СССР, 1 963. 280 с. Белосroцкий и.и. Основные черты стратиграфии и условия образования девонских отложений

Уйменской депрессии на Северо-Восточном Алтае // Сов. геология. 1 955 . N2 45. С. 109- 1 3 1 . Белоусов в.в. Послойное перераспределение материала в земной коре и складкообразование //

Сов. геология. 1 949. N2 39. C. 3-28. Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. М.: ГОНТИ, 1 954. 607 с. Белоусов в.в. Структурная геология. М. : Изд-во МГУ, 1 96 1. 207 с. Белоусов В.В. Основные вопросы геотектоники. М.: Госгеолтехиэдат, 1 962. 608 с. Белоусов в.в. Некоторые общие проблемы строения и развития земного шара // Деформация

пород и тектоника: мгк. XXlI сес. Докл. сов. геологов. М. : Наука, 1 964а. С. 7-2 1 . Белоусов В.В. Некоторые вопросы механизма складкообразования // Строение и развитие зем­

ной коры. м . : Наука, 1964б. С. 45-58. Белоусов В.В., Гзовский М.В. Экспериментальная тектоника. м.: Недра, 1 964. 1 19 с. Белоусов В.В. (при участии И.В. Кирилловой, Н.А. Розановой, А.В. Горячева) . Основные вопросы

механизма складкообразования // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1 947. Т. 22 (3) . 1 90

Беляков НА . Очерк тектоники Минусинской котловины: Сб. материалов по геологии, гидрогео-логии и нефтегазоносности Западной Сибири 11 Тр. ВСЕГЕИ. 1 954. ВЬПI. 1 .

Билибин ЮА. Послеюрские интрузии Алданского района. М . : Изд-во А Н СССР, 1 94 1 . 1 6 1 с. Билибин ЮА. Петрология Ыллымахского интрузива. М.; П.: Госгеолтехиздат, 1 947. 240 с . .

Билибин ЮА. О нахождении лейцититовых пород в бассейне р. Колымы 11 Избр. тр. М.: Изд-во АН СССР, 1 95 8. Т. 1 . 432 с.

Биллинге мл. Структурная геология. М. : Изд-во иностр. лит., 1 949. 432 с. Богданов АА., Мазарович ОА ., Михайлов А.Е. и др. Новые даниые по геологии докембрий­

ских и палеозойских отложений Атасуйского района (Центральный Казахстан) 11 Сов. геология. 1 955. N2 48. С. 64-78.

Боголеnов к.в. Опыт тектонического районирования и классификации основных послетриасо­вых структур Сибири и Дальнего Востока 11 Геология и геофизика. 1 963. N2 4. С. 64-78.

Бондаренко ЛМ., Лучицкий И.В. О полях напряжения в складках, возникающих вследствие продольного изгиба 11 Докл. АН СССР. 1 969. Т. 1 88, N2 4. С. 87 8-880.

Боуэн Н. Л Эволюция изверженных пород. М.; П.; Новосибирск: Гос. наУЧ.-техн. горно-геол. нефт. изд-во, 1 934. 324 с.

Боуэн Н.Л., Тутгл О.Ф: Система MgO-Si0 2 - Н2 О 1/ Вопросы физико-химии в минералогии и петрографии. М. : Изд-во иностр. лит., 1 950. С. 48-6 1.

Бриджмен Л.В. Физика высоких давлений. М.; П.: ОНТИ, 1 935. 215 с. Бриджмен Л.В. НовеЙlШlе работы в области высоких давлений. М . : Изд-во иностр. лит., t 948.

272 с. Бриджмен Л.В. Исследования болышlx пластических деформаций и разрыва. М.: Изд-во иноСТр.

лит., 1955. 444 с. Бубнов С. Геология Европы. М. ; П. : ОНТИ, 1935. Т. 2 . 739 с. Бутакова Е.Л. К петрологии Меймеча-Котуйского комплекса ультраосновных щелочных пород 11

Тр. НИИГА. Вып. 6, N2 86. С. 201 -249. Бутакова Е.д Щелочные и ультраосновные зффузивы Меймеча-Котуйского магматического

комплекса севера Сибирской платформы и их значение для понимания последнего 1/ Проблемы вулканизма. Ереван, 1 959. С. 2 85-287.

Бухер В.Х. Эксперименты и мысли о сущности орогенеза 1/ Вопросы зарубежной современной тектоники. М .. Изд-во иностр. лит., 1 960. С. 433-45 1.

Бэрналл Дж. Наука в истории общества. М.: Изд-во иностр. лит., 1 956. 380 с. Васьковекий А.п. Тешенит из скалы Хара-Хая 11 Материалы по геологии и полезным ископа-

емым Северо-Востока СССР. П.; Магадан, 1 949. Вып. 3. C. 1 l 1 - 1 2 1 . Вегенер А. Происхождение материков и океанов. М . : Госиздат, 1 924. Веников ВА. Вопросы моделирования и теории подобия 1/ Вести. высш. шк. 1 963. N2 2. С. 1 6 -22. Верещагин Л.Ф. Высокие давления в технике будущего. М. : Изд-во АН СССР, 1 95 6. 322 с. Ви кулова М.Ф. Глинистые породы: Справ. руководство по петрографии осадочных пород. П.:

Гостоптехиздат, 1 958. Т. 2. С. 203-215 . Виллие Б. Механика Аппалачских структур. М.; П.: Гос науч.-техн. горно-геол. нефт. изд-во,

1 934а. 1 1 2 с. Вилли е Б. Проблема Мертвого моря. М. : ГОНТИ, 1 934б. 5 5 с. Вилли е Б., Вилли е Р. Структурная геология. Баку: Азерб. гос. изд-во, 1 932. Вильяме Х., Тернер ФДж., Гильберт Ч.М. Петрография. М.: Изд-во иностр. лит., 1 957. 425 с. Воларович М.п. Исследование физико-механических свойств горных пород при различных давле-

ниях 11 Проблемы тектонофизики. М. : Госгеоптехиздат, 1 960. С. 9-37. Воларович м.п., Балашов Д.Б., Лавлоградский ВА. Исследование сжимаемости изверженных

горных пород при давлениях до 5 000 кг/см2 1/ Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1 959. NQ 5. С. 63 3-702. Воларович м.Л., Баюк Е.И., Галдин Н.Е. Исследование влияния высокого давления на упругие

свойства образцов горных пород, отобраниых по профилю ГСЗ в Северной Карелии 1/ Изв. АН СССР. Сер. Физика Земли. 1 965. NQ 1. С. 109- 1 15 .

Вологдин А.Г. Геологические исследования в 1 924 г. в районе гор Сайбара и Большетелекского Бзйтака (восточная часть Минусинского уезда) 1/ Изв. Геол. ком. 1 925. Т. 44, ВЬПI. 6.

Вологдин А.Г. Кизир-Казырский район 11 Тр. Всесоюз. геол.-развед. об-ния. 1 931 . Вып. 92. Вологдин А.Г. Турбино-Сисимский район Минусинско-Хакасского края /1 Там же. 1 932.

ВЫП. 1 98. Воробьева ОА . Щелочные породы� СССР 1/ Петрографические провинции: Изверженные и мета­

мофические горные породы. М. : Изд-во АН СССР, 1 960. С. 1 04- 1 21 . Гаnаева г.м. Щелочная магматическая провинция Приморья 1 1 Докл. АН СССР. 1 954. Т. 94, NQ 3 .

С. 5 33-5 36. Гзовекий м.В. О задачах и содержании тектонофизики 1/ Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1 954а.

NQ 3. С. 244-263. Гзовекий м.в. Моделирование тектонических полей напряжений и разрывов 11 Там же. 1 954б.

NQ 6. С. 5 27-545. Гзовекий м.в. Метод моделирования в тектонофизике 11 Сов. геология. 1 95 8. N2 4. С. 5 3 -72.

191

Гзовский м.в. Основные вопросы тектонофизики И тектоника Байджансайского антиклинория. М. : Изд-во А Н. СССР, 1 95 9. Ч. 1, 2. 256 с. ; 1 963. Ч. 3, 4. 544 с.

Гзовский М.В. Тектоника И проблемы структурной геологии // Структура земной коры И де­формация горных пород, М .. Госгеолтехиздат, 1960а. С. 1 7- 3 1.

Гзовский М.В. Моделирование тектонических процессов / / Проблемы тектонофизики. М. : Гос­геоmехиздат, 1 % 00 . С. 3 1 5 - 344.

Гзовский М.В. перспективы� тектонофизики // Деформация пород и тектоника: МГк. ХХН сес. Докл. сов. геологов. М. : Наука, 1 964. С. 1 28- 146.

Гзовский М.В., Ма-Дзинь. Зависимость строения складок поперечного изгиба от скорости и истории их роста (результаты экспериментов с моделями) // Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. М. : Изд-во АН СССР, 1 96 2. С. 3 06 -324.

Гладковский А.К., Гуткин Е.с. Изверженные породы централыIйй части ТуРгайской равнины // Изв. АН СССР_ Сер. геол. 1 955. N9 1. С. 1 05- 1 1 3.

Гогель Ж. Анализ механизма складкообразования / / Сов. геология. 1 963. N� 8: С. 27-39. Гогель Ж. Основы тектоники. М. : Мир, 1 969. 440 с. Горшков Г.с. Вулканизм КуРильской островной дуги. М. : Наука, 1971 . 26 8 с. Горькова И.м. Пр ир ода прочности и деформационные особенности лёссовых пород. М. : Наука,

1 964. 148 с. Грайзер М.И., Обручев ДВ., Сокольская А.Л Новые данные о возрасте быстрянской свиты

нижнего карбона Минусинской котловины // Докл. АН СССР. 1954. Т. 98, N� 5. С. 825- 828. Грум-Гржuмайло О. С., Ларцев В.с. Опыт аналитического изучения одного из видов тектони­

ческого эксперимента // Изв. вузов. Геол. и разведка. 1 964. N� 2. С. 1 3 -21 . Гуревич Г.И. К вопросу о механизме разделения пластов горных пород на блоки // Изв. АН

СССР. Сер. геофиз. 1 954. N� 5. С. 4 1 1 -414. Гухман А.А. Введение в теорию подобия. М. : Высш. шк., 1 963. 346 с. Данилович В.Н. Аркогенный тип надвигов // Геология и геофизика. 1 963. N9 2. С. 3 - 1 1 . Делицин и. с. Проявления структуР будинажа в кварцито-мраморных толщах Юго-Западного

Пр ибайкалъя / / Докл. АН СССР. 1 958. Т. 120, N� 5. С. 1 1 14- 1 1 1 7. делицин и. с. Оптическая ориентировка искусственного кварцевого тектонита // Докл. АН СССР.

1 962. Т. 146, NЯ 4. С. 901 -904. Делицин И. с., Лившиц ЛД, Марков В.К и др. Пластическая деформация кварца в условиях

сверхвысокого давлеНИЯ // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 964. N� 1 0. С. 1 14 - 1 21. Делицин И. С., Розанов Ю.А. эксперименталыIыe данные по получению пластической деформации

в кварците // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 959. N� 7. С. 103 - 108. дикси Ф. Великие африканские разломы. М. : Изд-во иностр. ЛИТ., 1 959. 1 23 с. Джекобс дж., Рассел Р., Уилсон Дж. Физика и геология. М. : Мир, 1 964. 482 с. Джоли Д История поверхности Земли. М. ; Л. : Госиздат, 1 929. 1 90 с. Дзевановский Ю.К К вопросу пространственного р аспределения мезозойских щелочных и суб­

щелочных пород Алданской плиты� // материалы� по геологии и полезным ископаемым Восточной Сибири. Л. : ВСЕГЕИ, 1 956. С. 32-41.

Дорошко с.м., Чиркова-Залесская Е.Ф. О нижнедевонских отложениях в Север о-Минусинской впадине // Докл. АН СССР. 1 954. Т. 98, N� 1. С. 1 23 - 1 26 .

ДЗ/lи Р. Изверженные породы и глубнны Земли. М . ; Л. : ОНТИ, 1 936. 591 с. Егорова З.А. К находке щелочных пород в бассейне р. Хани // Изв. Гл. геол.-развед. упр. 1931.

Вып. l 00. Егорова З.А. О распространении нефелиновых сиенитов в Иркутской области и Бурятской

АССР // Тр. Вост.-Сиб. фил. АН СССР. 1 958. Вып. 1 3. С. 1 0 1 - 1 06 . Елисеев Н.А. СТРУКТуРная петрология. Л. : Изд-во ЛГУ, 1 95 3. 309 с. Елисеев Н.А. Основы структурной петрологии. Л. : Наука, Ленингр. отд-ние, 1 967. 25 8 с. Ельянов А.А., Андреев Г.В. Новый массив центрального типа на Алданском щите // Минеральное

сырье. М, 1 960. С. 70-7 1. (Тр. ВИМС; Вып. l ) . Жданов В.В., Резанов н.А. О состоянии и задачах изучения физических свойств горных пород при

высоком давлении и темпераТуРе // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 % 2. N9 1 1 . С. 75-83. Заварицкий А.Н. Главные черты� в развитии вулканического цикла на Урале / / Изв. Геол. ком.

1 924. Т. 43, NЯ. 3. Заварицкий А.н. О вулканах Мэргэня и их лавах // !Обил. сб. акад. В.А. Обручева к 5 Q-летию

научной деятельности. М. : Изд-во АН СССР, 1 939. С. 9-58. Заварицкий А.Н. Пересчет химических анализов изверженных горных пород и определение их

химических типов. М. : Изд-во АН СССР, 1 94 1. 156 с. Заварицкий А.Н. Некоторые факты�' которые надо учиты�ать при тектонических построениях / /

Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 946. N!l 2. С. 3 - 1 2. 3аварицкий А.Н. Введение в iIетрохимию_ изверженных горных пород. М. : Изд-во АН СССР,

1 950. 400 с. Заварицкий А.Н. Изверженные торные породы. М . : Изд-во АН СССР, 1 955. 480 с. Зайцев Н. с., Покровская Н.В. О строении смежных частей Западного �аяна и Тувы // Изв. АН

СССР. Сер. геол. 1 950. N!l 6. С. % - 107. 1 92

Заридзе г.м., КазахашвШlи т. С об одной генетической разности СТРУКТуРы будинаж<l на Север­ном Кавказе // Узб. геол. жуРН. 1 96 0. N2 3. С. 20-26.

Иванов И.А. Возраст щелочно-улътраосновных вулканогенных образований севера Сибирской платформы // Докл. АН СССР. 1 959. Т. 1 27, N2 5. С. 1 078- 1080.

Ильюшин А.А., Ленский В. С Сопротивление материалов. М. : Физматгиз, 1 95 9. 4 1 5 с. Ирдли А. Структурная Геология Северной Америки. М. : Изд-во иностр. лит.,

1 954. 666 с. Казuмиров д.А., Каледа Г.А., Лиnская м.Э., Лукина н.В. Экспериментальное иЗучение некоторых

вопросов механизма складкообразования // Деформация пород и тектоника : мгк. ХХII сес. Докл. сов. геологов. М. : Наука, 1 %4. С. 1 16 - 1 27.

Карпинский А.Л О грорудитовой породе из Забайкальской области // Изв. АН СССР. 1 903. Т. 1 9, N9 2.

Кеnежинскас В.В. Кайнозойские щелочные базальтоиды Монголии и их глубинные включения. М. : Наука, 1979. 3 1 2 с.

Кеnежинскас В.В., Лучицкий и.В. О петрохимии кайнозойских вулканических пород Централь­ной Азии // Докл. АН СССР. 1 972. Т. 205, N2 3. С. 669-672.

Кириллова И.В. Кливаж как показатель характера движения вещества в процессе развития склад­чатости // Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. М. : Изд-во АН СССР, 1 96 2. С. 78-109.

Кирnичев М.В. Теория подобия. М. : ИЗД'во АН СССР, 1 953. 398 с. Конев А.А. Ийолиты Сайжинского и Гуохенского плутонов щелочных и основных пород //

Докл. АН СССР. 1 958. Т. 1 20, N'I 2. С. 3 87 -3 89. Кононова В.А. Уртит-ийолитовые интрузии бассейна Бальrггыг-Хем и роль метасоматических

процессов при их формировании // Изв. АН СССР. 1 957. N'I 5. С. 37-55. Коптев-Дворников В. С История вулканизма Центрального Казахстана в палеозое // Материалы

по геологии Центрального Казахстана. М . ; П. : Изд-во АН СССР, 1 94 0. С. 49-63. Корешков И.В. ОбласТи сводового поднятия и особенности их развития. М. : Госгеолтехиздат,

1 960. 175 с. Коровин М.К Чулымо-Енисейский угленосный бассейн // Вести. Зап.-Сиб. ГРУ. 1 93 1. Вып. 3. Коровин м.К. О геотектоНической природе палеозойского фундамента Западно-Сибирской

равнины / / Вопросы геолог!Ш Азии. М. : Изд-во АН СССР, 1 954. Т. 1 . С. 1 9-46. Кортусов м,л О нефелинсодержащих породах северо-западной части Кузнецкого Алатау //

Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. М.: Госгеолтехиздат, 1 % 0. С. 463-465. Косыгин Ю.А. О вертикальном раздавливании в связи с развитием астенолитов / / Изв. АН СССР.

Сер. геол. 1 94 8. N'2 3. С. 30-44. Косыгин Ю.А. Соляная тектоника платформенных областей. М. ; П. : Гостоптехиздат, 1950. 247 с. Косыгин Ю.А. О положении геологии среди других наук и об основных проблемах современной

геологии / / Геология и геофизика. 1 963. N'2 8 .. С. 3 - 1 2. Косыгин Ю.А. Тектоника. М. : Недра, 1 96 9. 6 16 с. Косыгин Ю.А., Ваньян А.Л, Соловьев В.А. , Харин Е.В. Новые данные о глубинном строении

Прибайкалья // Докл. АН СССР. 1 963. Т. 1 5 1 , N9 5. С. 1 16 2 - 1 163. Косыгин Ю.А., Лучицкий И.В., Розанов Ю.А. Эксперименты по деформации гипса и их геологи­

ческое значение // Бюл. МQИП. Отд. геол. 1 94 9. Т. 24, вып. 2. С. 3 - 1 9. Котельников ЛГ. Додевонские и посткарбоновые базальты Кузнецкого Алатау и Минусинской

котловины // Тр. ЦНИГРИ. 1 936. Вып. 63. С. 203 -215. КраСШlьников Б.н., Моссаковский А.А., Суворова В. С Тектоническое строение Минусинской

котловины и опыт применения некоторых комплексных методов его изучения // Сов. геология. 1 955. Сб, 4 2. С. 1 28-155.

Крымский В.м. Нефелиновые сиениты в Восточном Саяне // Геология и геофизика. 1 959. N'2 2. С. 1 1 1 - 1 14.

Кудрин В. С, Кудрина м'А. О щелочных гранитоидах Тувы // Минеральное сырье. М., 1 960. С. 74-77. (Тр. ВИМС; Вып. 1 ) .

-

Кузнецов В.А . Геотектоническое районирование Алтае-Саянской складчатой области // Вопросы геологии Азии. М. : Изд-во АН СССР, 1 954. Т. 1. С. 226 -227.

Кузнецов Г.н. Механические Сl\ойства горных пород. М. : Углетехиздат, 1 947. 1 80 с. Кузнецов Ю.А. Нефелиновые месторождения в Западно-Сибирском крае // Вестн. Зап.-Сиб.

геол.-развед. треста. 1 93 3. Вып. 4. С. 47-53. Кузнецов Ю.А. Нефелины // Полезные ископаемые Западно-сибирского края. Новосибирск,

1 934. Т. 2. Кузнецов Ю.А. Фации магматических пород // Вопросы геологии Азии. М. : ИЗД-В.о АН СССР,

1 956. С. 645-667. Кузнецов Ю.А. Магматические формации и их классификация // Петрографические провинции,

изверженные и метаморфические горные породы. М. : Изд-во АН СССР, 1 %0. С. 30·-36. Кузнецов Ю.А. Главные типы магматических формаций. М. : Недра, 1 % 5. 3 87 с. Кузнецова и.м. Выяснение условий возникновения складок продольного изгиба и продольного

l З. Зак. 1492 1 93

расплющиван)fЯ методом моделирования / / Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. М. : Изд-во АН СССР, 1 96 2. С. 325-334.

Кулиев с.м., Аскеров Ф.А., Шамсиев А.А. Зависимость механических свойств глинистых пород от степени их уплотнения 1/ Изв. АН АзССР. Сер. геол.-геогр. наук. 1 964. Ng 6. С. 35-42.

Куnлетский Е.М. Формация нефелиновых сиенитов СССР. М. : Изд-во АН СССР, 1937. 305 с. Кэй М. Геосинклинали Северной Америки. М. : Изд-во иностр. лит., 1 955. 1 92 с. Лабазин Г. с. О месторождениях радиоактнвных минеральных образований в Хакасском округе

бывш. Енисейской губ. 1/ Тр. Гл. геол.-развед. упр. 1 930. Вып. 1 9. Лебедева Н.Б. Моделирование процесса образования диапировых куполов 1/ Сов. геология. 1 956.

� 54. c. 163 - 1 75. Лебедева н.Е. О механизме образования глинистых диапиров /1 Там же. 1 958. � 1 1 . С. 76-87. Лебедева н.Е. Некоторые данные по моделированию процесса формирования складчатости

общего смятия / / Складчатые деформации земной коры, их типы и механизм образования. М. : Изд-во АН СССР, 1 962а. С. 2 84-288.

Лебедева н.Е. Условия и некоторые вопросы механизма образования глиняных диапиров Кер­ченско-Таманской областн // Там же. 1 96 2б. С. 21 9-23 9.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Олонецкая диабазовая формация /1 Тр. СПб. о-ва естествоиспытателей. 1 888. Вып. 1 9.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Исследования по теоретической петрографии в связи с изучением извер­жеиных пород Центрального Кавказа / / Там же. 1 898. Вып. 5.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Вулканы и лавы Центрального Кавказа // Изв. СПб. политехн. ин-та. Отд. техн., естеств. и матем. наук. СПб., 1 913 . Вып; 20. С. 1 92-528.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Петрография. ,М:. ; П. ; Новосибирск : Горно-геол.-нефт. изд-во, 1 933. 460 с. ; М.; П. : Госгеолиздат, 1 940. 524 С.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю. Проблема магмы. Ст. 1 // Учен. зап. ЛГУ, 1 937. Т. 3, � 17. С. 3-24. Ли Сы-гуан. Вихревые структуры и другие проблемы, относящиеся к сочетанию геотектони­

ческих систем Северо-Западного Китая. М. : Госгеолтехиздат, 1 959. 1 З О с. Лизс Ч.К Структурная геология. М. ; П. : ОНТИ, 1 935. 279 с. Лендгрен В. Минеральные месторождения. М. ; П. ; Грозный; Новосибирск : Гос. науч.-техн.

горно-геол. нефт. изд-во, 1 934. 1 87 с. Логачев Н.А. Вулканогенные и осадочные формации рифтовых зон Восточной Африки. М. : Наука,

1 977. 1 83 с. Лодочников В.Н. Серпентины и серпентиниты ильчирские и другие и петрологические вопросы,

с ними связанные. П. ; М. : ОНТИ, 1 936. 817 с. Ломтадзе В.Д, Результаты экспериментального изучения уплотняемости глин под воздействием

гравитационной нагрузки // Материалы по геологии, минерапогии и использованию глин : Докл. на Междунар. совещ. по глинам в Брюсселе в 1 95 8 Г. М., 1 95 8. С. 140-145.

Лучицкий И.В. О структурах Центрального Забайкалья 11 Сов. геология. 1 940. � 1 . С. 3 3-3 8. Лучицкий И.В. основные черты вулканизма Восточного Забайкалья // Петрография СССР. 1 950.

Вып. 1 2. 170 с. Лучицкий И.В. К вопросу о строении Минусинского межгорного прогиба // Бюл. МОИп. 1 957а.

Т. 3 2, ВЫП. 2. С. 65-75. Лучицкий и.в, О девонской вулканогенно-красноцветной формации Минусинского межгорного

прогиба // Докл. АН СССР. 1 957б. Т. 1 16, � 2. С. 2 87-289. Лучuцкий И.В. Об' отношении девонской вулканогенной серии Минусинского меЖГОРНQГО проги­

ба к подстилающим породам // ИЗВ. Вост. фил. АН СССР. 1 95 7а. Ng 9. С. 24-33. Лучицкий и.В. Вулканизм и тектоника девонских впадин Минусинского межгорного прогliба.

М. : Изд-во АН СССР; 1 960. 276 С. Лучuцкuй И.В. Основы палеовулканологии. М. : Наука, 1 97 1. Т. 1 . 4 80 с. ; Т. 2. 3 83 С. Лучицкuй И.В. О кислых магматических породах океанов 1/ Геотектоника. 1 973. � 5. С. 22-34. Лучицкий И.В. Древние вулканические области южных материков в фанерозое. Новосибирск :

Наука, 1 978. 294 С. Пучицкий и.В., Белицкий И.А., Громин В.И. Деформация слоистых моделей горных пород //

Докл. АН СССР. 1 962. Т. 144, � 5. С. 1 1 26 - 1 1 28. .

Лучuцкий И.В., Бондаренко п.М. Эксперименты по моделированию сводовых поднятий байкаль­ского типа // Геотектоника. 1 967; � 2. С. 3-20.

Пучицкий И.В., Бондаренко п.М. Некоторые черты тектоники и вулканизма Байкальского свода и его аналогов // Тектоника Сибири и Дальнего Востока. М. : Наука, 1 970. Т. 4. С. 169- 1 76 .

. ПучuцкuЙ и.В., Громин В.И. , Ушаков Г.Д, Сравнительные данНРlе по деформации кварцита, обсидиана, оливинита, серпентинита и мрамора // Геология и геофизика. 1 96 3. � 1 2. С. 35-47.

Пучицкий и.В., Громин В.И., Ушаков Г.Д, Совместная деформация глинистых и карбонатных пород в экспериментальной обстановке и в природе // Там же. 1 964. � 7. С. 7 8-83.

Лучицкий И.В., Громин В.и., Ушаков г.Д, Эксперименты по деформации горных пород в обста­новке высоких давлений и температур. Новосибирск : Наука, 1 967. 74 С.

Пучицкий и.В., Громин В.И., Ушаков Г.Д" Надолинный В.А. Деформация мрамора в субкру­стальной обстановке // Докл. АН СССР. 1 96 8. Т. 1 79, � 4. С. 9 5 1 -953. 194

Лучицкий и.в., Нагибина М. е Гранитная ИН1рузия Малханского хребта // Вестн. МГУ. 1 947. NQ 4. С. 83 -96.

Люстuх Е.н. Условия подобия при моделировании тектонических процессов // Докл. АН СССР. 1 949. Т. 64, NQ 5. С. 661 -664 .

. Мейстер А.К. Горные породы и условия золотоносности южной части Енисейского кряжа //

Геологические исследования в золотоносных областях Сибири. 1 883. Вып. 1 ; 1 91 0. Вып. 2. Мелещенко В. С. (при участии Н.А. Белякова) . Девонские отложения Минусинской КОТЛОВI;iНЫ :

Очерк из полевого атласа фауны и флоры девонских отложений Минусинской котловины. М. : Гос­геолтехиздат, 1 955.

Методы изучения тектонических С1руктур. М. : Изд-во АН СССР, 1 96 1 . Вып. 2. 26 8 с. МШJановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М. : Наука, 1 976. 279 с. Молдаванцев Е.п. Щелочные породы левых притоков р. Верхней Ангары // Изв. Геол. ком. 1 924.

Т. 43, N2 5. С. 44 1 -470. Моор Г.Г. О щелочной провинции на севере Цен1ралъной Сибири // До кл. АН СССР. 1 940. Т. 29,

NQ 3. С. 227-23 1. Моор Г.г. Дифференцированные щелочные ИН1рузии северной окраины Сибирской платформы //

Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 957. N2 8. С. 40-52. Моор Г.Г. О возрастных взаимоотношениях 1раппов и пород щеЛОЧНО-УЛЬ1раосновного комп­

лекса севера Сибирской платформы // Докл. АН СССР. 1 959. Т. 1 24, N2 2. С. 3 87-3 89. Москалева СВ. О гипербазитовых поясах и зонах глубииных разломов (на примере Урапа) //

Глубинные разломы. М. : Недра, 1 %4. С. 1 27 - 1 34. Муди Д,Д" Хилл М.Д, Сдвиговая тектоника // Вопросы современной зарубежной тектоники.

М. : Изд-во инос1р. лит., 1 960. С. 265-333. Нагибина м.е о возрасте вулканогенной формации Забайкалья // Изв. АН СССР. Сер. геол.

1 950. N!! 5. С. 86 -95. Надаи А. Пластичность и разрушение твердых тел. М. : Мир, 1 96 9. Т. 2. 648 с. Невский В.А. Кольцевые разрывы и некоторые данные о механизме их формирования // Изв.

АН СССР. Сер. Геол. 1 97 1 . N!! 5. С. 47-62. Нечаева Е.А. Щелочнъiе породы хр. Цаган-Хунтей в Западном Забайкалье // Изв. АН СССР. Сер.

геол. 1 943. NQ 3. С. 27-37. Обручев СВ. Молодые движения и излияния базальтов Саяно-Тувинского нагорья // Землеведе­

ние. Н.С. 1 950. NQ 3. С. 26-3 1. Оффман п.Е. Новые данные по истории развития Тимана // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 94 9. N2 1 .

С. 3 - 1 8. Оффман п.Е. О С1роении цен1ралъной части Сибирской платформы // Изв. АН СССР. Сер. геол.

1 956. N2 1 1 . С. 16 -27. Оффман п.Е., Новикова А.е Вулканическая трубка Эринга // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1 955 .

N2 4. С . 1 2 1 - 1 39. Павлова Н.Н., Савостьянов В.п., Маркачева Г.п. Методики исследования механических свойств

горных пород в условиях всестороннего сжатия при различных скоростях деформирования / / Экспе­риментальные исследования в области разработки глубоких нефтяных и газовых месторождений. М. : Наука, 1 964. С. 87 -92.

Павловский Е.В. Впадина озера Байкал // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 937. NQ 2. С. 35 1 -377. Павловский Е.В. Сравнительная Тектоника мезо-кайнозойских структур Восточной Сибири и

Великого рифта Африки и Аравии // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 948. NQ 5. С. 25 -38. Павловский Е.В. О некоторых общих закономерностях развития земной коры / / Изв. АН СССР.

Сер. геол. 1 953. NQ 5. С. 82-89. Паладжан С.А. К геологии ультраосновных и основных пород северо-восточного побережья

оз. Севан // Изв. АН АрмССР. 1 965. Т. 1 8, N!! 1 . С. 37-42. Пейве А.В. Глубинные разломы в геосинклинальных областях // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 945.

NQ 5. С. 23-46. Пейве А.В. Типы и развитие палеозойских структур Урало-Тянъ-lIIанъской геосинклинальной

области // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 948. N2 6. С. 43-50. Пейве А.В. Разломы и их роль в строении и развитии земной коры // Структура земной коры и

деформации горных пород. М. : Изд-во АН СССР, 1 960. С. 67-72. Пейве А.В. Горизонтальные движения земной коры и принцип унаследованности // Геотектоника.

1 965. NQ 1. С. 30-37. Перекалина Т.В. Герцинские кольцевые интрузии Центрального Казахстана // Вопросы магматиз­

ма и метаморфизма. М. : Госгеолтехиздат, 1 963. Т. 1 . С. 26-40. Петров А.И. О механизме образования структур цеН1рального типа // Сов. геология. 1 968. NQ 9.

С. 1 39-145. Петрушевский Б.А. Урало-СИбирская эпигерцинская платформа и Тянъ-lIIанъ. М . : Изд-во АН

СССР, 1 955. 552 с. Полканов А.А. О механизме пластообразных интрузий платформенных областей // Вопросы

геологии Азии. М. : Изд-во АН СССР, 1 955а. Т. 2. С. 666 -678. Пол канов А.А. Проблема происхождения гранитов платформенных областей и геология, маг-

195

матизм и граниты эпохи хогландия-иотния южной части Балтийского щиrа // Тр ЛАГЕД АН СССР. 1 955б. Вып. 5. С. 5 -43.

Половинкина Ю.И. Нефелиновые сиениты в системе р. Ципи // Изв. Геол. ком. 1 926. Т. 4 1 , NQ 2-5. С 1 27-150.

Проблемы тектонофизики: Тр. Перв. Всеоюз. тектонофиз. со вещ. М. : Госгеолтехиздат, 1 960. 364 с.

Протодья конов М.М., Вобликов В.С Гипотеза разрущения углей и пород в объемном напряжен­ном состоянии // Тр. Ин-та горн. дела АН СССР. 1 955. Т. 2. 83-96.

Протодья конов М.М. , ИльниЦКQJ/ Е.А., Карпов В.И. Методы исследования механических свойств горных пород в условиях объемного напряженного состояния // Механические свойства горных пород. М.: Изд-во АН СССР, 1 963. С. 1 1 7 - 126.

Рабкин М.И. Щелочные основные и ультраосновные эффузивы южной части Чукотского полуост­рова // Тр. НИИГА. 1 954. Т. 43, вып. 3. С. 79-80.

Радченко Г.П. Новые данНые по стратиграфии угленосных отложений Минусинского бассейна // Сов. геология. 1955. Сб. 46. С. 27-43.

Райтбурд ц.М. Изучение микроструктуры глин рентгеноструктурным методом: Автореф. дис . . . . канд. геол.-минерал. нв.ук. М., 1 960. 15 с.

Ра.мберг Г. Природный и экспериментальный будинаж структуры разлинзования // Вопросы экспериментальной тектоники. М. : Изд-во иностр. ЛИТ., 1 957. С. 89-101 .

Рам берг Г. Экспериментальное и теоретическое изучение птигматитовых складок // Физико-хи­мические проблемы деформирования горных пород и руд. М.: Изд-во АН СССР, 1 960. Т. 1 . С. 579-606.

Рачковский И.П. О щелочных породах юго-запада Енисейской обл. / / Тр. Геол. музея Академнн наук. 1 9 1 1 . Т. 5, вып. 4.

Рачковский И.д К вопросу о породах щелочного ряда юго-западной части Енисейской губ. / / Зап. Сиб. минерал. о-ва. 1 9 1 3 . Сер. 2. Т. 48.

Рачковский И.П. Сообщение в Минералогическом обществе // Зап. Рос. минерал. о-ва. 1 923. Сер. 2. Т. 5 1 .

Робертс Дж. Внедрение магмы в хрупкие породы // Механизм интрузий магмы. М.; .Мир, 1 973. С. 230-283.

Розанов Ю.А. Экспериментальные исследования деформаций горных пород при высоких давле­ниях и температурах до 2000 С // Тр. ИГЕМ АН СССР. 1 962. Вып. 66. С. 59-61 .

Розанов Ю.А., Косыгин Ю.А. , Лучицкий И.В. ПЛастическая деформация карбонатных горных пород // Тр. ИГЕМ АН СССР. 1 950. Вып. 122. С. 68 -86.

Розанов Ю.А., Экстрин Ю.Я. Исследования структурных изменеНий в породе при вдавливании штампа в условиях всестороннего сжатия // Разрущение горных пород. М.: Недра, 1 968. С. 109- 1 1 5 .

Розенбуш Г. Описательная петрография. Л . ; М . ; Грозный; Новосибирск: Горно-геол.-нетф. изд-во , 1 934. 720 с.

.

Руnnенейт к.В. , Либерман Ю.М. Введение в механику горных пород. М. : Госгортехиздат, 1 960. 325 с.

Рухин л.Е. Основы литологии. М.; Л. : Гостоптехиздат, 1 953. 672 с. Рябинин Ю.Н., Петров В.д, Марков В.К. и др. Дапьнейшие сведения об условиях образования

плотной модификации кремнезема при высоких давлениях и температурах / / Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 963. N'1 8. С. 3 - 10.

Саранчина Г.М. Щелочные породы массива Сайбар // Учен. зап. ЛГУ. Сер. геол.-ПОЧВ. наук. 1 940. Вып. 8, N'1 45. С. 25 3-287.

Свешникова Е.В. Некоторые геохимические особенности щелочных пород среднетатарского массива на Енисей&ком кряже // Магматизм и связь с ним полезных ископаемых. М. : Госгеолтех­издат, 1 960. С. 479-48 1 .

Свешникова Е.В. Структурные особенности магматических комплексов центрального типа, связанных с кольцевыми разломами // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 968. N'1 10. С. 3-14.

Свешникова Е.В. Магматические комплексы центрального типа. М.: Недра, 1 973. 1 84 с. Седов Л.И. Методы подобия и размерности в механике. М. : Госгеолтехиздат, 1 957. 2 1 9 с. Сергеев ЕМ. К вопросу уплотнения пылеватого грунта большими нагрузками // Вестн. МГУ.

1 946. NQ 1. С. 65-78. Сергеев Е.М. Понятие об оптимальной нагрузке уплотнения грунтов // Там же. 1 949.

N2 10. С. 1 1 5 -130 . . Ситтер л.у. Структурная геология. М. : Изд-во иностр. лит. , 1 960. 474 с. Собол ев В.С Петрология траплов Сибирской платформы / / Тр. ААНИИ. 1 936. Т .. 43. Соболев В. С Петрография Ботоголъского щелочного массива // Ботоголъское месторождение

графита и перспективы его использования. Иркутск, 1 947. С. 165-218. Солоненко В.П., Тресков А.А. живая тектоника, вулканы и сейсмичность Станового нагорья.

М. : Наука, 1 966. 232 с. Сорекий А.А. Механизм образования мелких структурных форм в метаморфических толщах

архея // Тр. Геофиз. ин-та АН СССР. 1 952 . NQ 1 3 . Сорекий А.А., Шолnов В.Н. История развития и механизм образования карбонатных складок

196

ИзвеСТНЯ l< I I IЮГО Дагестана // Складчатые деформации земной коры, их 'типы И механизм образова­ния. М. : ИЩ-ВО АН СССР, 1 962. С. 1 34- 170.

Справочник физических констант горных пород. М.: Мир, 1 969. 543 с. Ставрогин А.Н. Исследование горных пород в сложных напряженных состояниях // Горн. журн.

1 96 1 . NQ 3. С. 3 - 1 7. Стишов с.м. Природа границы Мохоровичича // Изв. АН СССР. Сер. геофиз. 1 968. NQ 1 . -с. 79-85. Субботин с.И., Наумчик Г.п. , Рахимова И.Ш. Процессы в верхней мантнн Земли. Киев, 1 964.

1 36 с. Судовиков Н.Г. Будинаж и его значение в петрологии // Тр. ЛАГЕД АН СССР. 1 95 7 . Вып. 7.

С. 1 15 - 1 1 9. Сычева-Михайлова А.М. Некоторые результаты моделирования глыбовых платформенных скла-

док // Сов. геология. 1 958. NQ 9. С. 78-96. Тектоника Центрального Казахстана // Тектоника СССР. М. : Изд-во АН СССР, 1 948. Т. 1 . 303 с. Теодорович Г.И. Учение об осадочных породах. Л. : Гостоптехиздат, 1 958. 572 с. Тернер Ф., Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. М.: Изд-во иностр.

лит. , 1 96 1 . 592 с. Тетя ев М.М. Основы геотектоники. М . : ОНТИ, 1 934. 356 с. Тохтуев Г.В. О выясненнн рудоносности структур будинажа при геологическом картировании

в Криворожском бассейНе // Бюл. Науч.-техн. информации НИГРИ. 1 957. Вып. 2. С. 99-103. Труды конференции по оптическому методу изучения напряжений. Л. : В НИИМ, 1 937. Тыжнов А.В: Перспективы нефтегазоносности Минусинской котловины. М. : Госгеолиздат, 1 948. Усенко и,с., Бернадская П.Г. О вулканизме Днепровско-Донецкой впадины // Изв. АН СССР.

Сер. геол. 1 954. NQ 2. С. 28-43. Усов МА. Структурная геология. М.: Госгеолтехиздат, 1 940. 135 с. Усов МА. Фации и формации горных пород // Вопросы геологии Сибири. М. : Изд-во АН СССР,

1945 . Т. 1 . С. 23-30. Устиев Е.К. Мезозойский и кайнозойский магматизм Северо-Востока СССР // Материалы по гео­

логии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. 1 949. ВъlП. 4. С. 3 -26. Федоров Э.Е. К вопросу о сиенитовой интрузии ТуБИНо-СЪщинского района (Красноярский

край) // материалыI ВСЕГЕИ. Общ. сер. 1 948. Сб. 8. С. 1 06 - 1 1 2. Ферсман А.Е. Геохимия. Л. : Госхимтехиздат, 1934. Т. 2. 354 с. Ферсман А .Е. Полезные ископаемые Кольского полуострова / / Тр. Комис. по проблемам мине­

рального сырья. Сер. региональная. 1 94 1 . Вып. 1. С. 5 2-56. Фёnnл п., Mi/Hx Э. Практика оптического моделирования. Новосибирск : Наука, 1 966. Физические свойства горных пород при высоких давлеНиях / / Тр. Ин-та физики Земли им.

О.Ю. IIIмидта. 1 962. 223 с. Флоренсов НА. Мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. Новосибирск, 1 960. 258 с.

(Тр. Вост.-Сиб. фил. со АН СССР; Вып. 19) . Флоренсов НА. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника.

1 965. NQ 4. С. 35 -42. Фрохт ММ. Фотоупругость. М. : Гостехиздат, 1 948. Т. 1; 1 950. Т. 2. Хиллс Е. Очерки структурной геолоГии. М. : Изд-во иностр. лит., 1 954. 1 75 с. Хиллс Е.Ш. Элементы структурной геологии. М. : Недра, 1967. 479 с. Храмов А.Н., Родионов В.П., Комиссаров Р.А. Новые данные о палеозойской истории земного

магнитного поля на территории СССР / / Настоящее и прошлое магнитного поля Земли. М. : Наука, 1965. С. 206 -2 1 3 .

Хрянина Л.П. О щелочных дифференциатах трапповой магмы в бассейне р . Бахты (Сибирская платформа) // Тр. ИГЕМ. 1 959. Вып. 29. С. 1 25 - 1 5 3 .

Цинзерлинг Е.В., Шубников А.В. О "пластичности кварца" // Тр. Ломоносов. ин-та. 1 9 3 3 . Вып. 3 . Цзян-Цзу-ци. Механизм образования тектониЧеских трещин (на примере Дагест;ша) / / Вестн.

МГУ. Сер. геол. 1963. NQ 5. Черский ИД. Геологическое исследование Сибирского почтового тракта от озера Байкал до

восточного склона хребта Уральского, а также путей, ведущих к Падунскому порогу на р. Ангаре и в г. Минусинск : Прил. к IX тому Зап. Акад. наук. СПб., 1888.

Черткова Е.И. Некоторые результаты моделирования тектонических разрывов // Изв. АН СССР. Сер. геогр. и геофиз. 1 950: Т. 14, вып. 5. С. 4 15 -420.

Чирвинский ПЯ. Эгириновый кварцевый порфир с р. Кары // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 946. N2 2. С. 1 2 1 - 123.

Чураков А .Н. Кузнецкий Алатау, история его Геологического развития и его Геохимические эпо­хи // Очерки по геологии Сибири. М. ; Новосибирск : Изд-во АН СССР, 1 932.

II1алдун Т.Н., Розанов ЮА. Влияние одностороннего давления на структуру колчеданной руды // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 949. NQ 3. С. 45 -49.

Шатс!tий Н.с. Основные черты тектоники Сибирской платформы // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1932а. т. 10.

Шатский н.с. Проблема нефтегазоносности Сибири // Нефт. хоз-во. 1932б. NQ 9. Шатский Н.С. О неокатастрофизме // Пробл. сов. геологии. 1937. NQ 7.

197

Шатский Н.с. Гипотеза Вегенера и геосиНКЛИНали // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 946. NQ 4. С. 7-21 . Шатский Н.С. О глубоких дислокациях, охватывающих платформы и складчатые области (По·

волжье и Кавказ) // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1 948. NQ 5. С. 39-66. Шатский Н.С. Геологические науки в Московском обществе испытателей природы // Бюл. МОИИ.

Отд. геол. 1955. Т. 30, � 5. С. 1 25 - 132 . Шатский Н.С. и др. Тектоническая карта СССР. Масштаб 1 : 4 000 000. М.: Гл. упр. геодезии и

картографии и Ин-та геол. наук АН СССР, 1 95 1 . Шатский Н.с. и др. Тектоническая карта СССР. Масштаб 1 : 4 000 000. М . : Гл. упр. геол. и карто-

графии, 1953. Шатский Н.С. и др. Тектоническая карта СССР. Масштаб 1 : 5 000 000. М. : Госгеолтехиздат, 1 956. Швецов М.с. Петрография осадочных пород. М. : Госгеолтехиздат, 1 958. 4 16 с. Шейнман ЮМ. О новой петрографической провинции на севере Сибирской платформы // Изв.

АН СССР. Сер. геол. 1 947. NQ 1. С. 123 - 1 34. Шейнман ЮМ., Аnельцин Ф.Р., Нечаева ЕА. Щелочные интрузии, их размещение и связаииая с

ними минерализация / / Геология месторождений редких элементов. М. : Госгеолтехиздат, 1 96 1 . Вып. 1 2/13 . С. 37-52.

Шилин ДМ. Кварц-эгириновый гранит-порфир (грорудит) из Агинского района Восточного Забайкалья // Докл. АН СССР. 1 956. Т. 1 06, NQ 1. С. 1 1 9- 122.

Шнеерсон БЛ. О применении теории подобия при тектоническом моделировании // Тр. Ин-та геофизики АН СССР. 1 947. NQ 3. С. 94 - 106.

Шохина О.И. Щелочные породы Булан-Кулъского массива (Красноярский край) // Тр. Ин-та геологии и геофизики со АН СССР. Новосибирск, 1 96 1 . Вып. 10. С. 59-69.

Штрейнер ЛА. Физические основы механики горных пород. М.: Гостоптехиздат, 1 950. 3 1 7 с. Штрейс НА. Стратиграфия и тектоника зеленокамеииой полосы Среднего Урала. М. : Изд-во

АН СССР, 1 95 1 . 379 с. Эдельштейн Я.С. Геологический очерк окрестностей оз. Шира / / Материалы по Геологии Рос­

сии. 1 903. Т. 2 1 . Эдельштейн Я.с. Предварительный отчет о геологических исследованиях, произведеииых в Ачин­

ском золотоносном округе в 1907 г. // Геологические исследования в золотоносных областях Си­бири. Енисейский золотоносный район. 1 907. Вып. 7.

Эдельштейн Я.с. Геологические исследования в западной части Минусинского уезда, в бассейне р. Абакан // Там же. 1 9 1 2. Вып. 9.

Эдельштейн Я.С. О новой области развития щелочных (нефелиновых) пород в Южной Сибири // Геол. веСТН. 1 929. Вып. 7, NQ 1/3.

Эдельштейн Я.С. Геологический очерк Минусинской КОТЛQВИНЫ и прилежащих частей Кузнец­кого Алатау и Восточного Саяна // Очерки по геологии Сибири. М.: Изд-во АН СССР, 1 932.

Эдельштейн Я.с. Геоморфологический очерк Минусинского края // Тр. Ин-та физ. географии АН СССР. 1 936. Вып. 22.

Эдельштейн Я.с., Лабазин Г.с. Изучение на радиоактивность ряда месторождений Хакасского округа // Отчет Геол. ком. за 1 925 /26 !т., 1 927.

Эйгельсон Л.С. Мuделирование. М. : Изд-во АН СССР, 1 949. 162 с. Экспериментальные исследования в области разработки глубоких нефтяных и газовых место­

рождений: Сб. ст. М.: Наука, 1964. 208 с. Юшко СА. Изучение явлений динамометаморфизма в сульфидных рудах // Тр. ИГН АН СССР.

1 940. Вып. 19. С. 29-35. Яшина Р.М. Щелочные породы ЮГо-Восточной Тувы // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1957. NQ 5 . С. 22-

35. Abendanon Е.С. Die GIossfalten der Erdrinde. Leiden, 1 91 4 . Adams F:D., Nikolson J. T. А п experirnental investigation into the f10w o f marbJe / / Trans. Philos. Roy.

Soc. London А. 1 90 1 . Vol. 1 95 . Ampferer О. Uber Bewegungsbild vor Faltergebirgen / / Jb. dK.K. Geol. Rеiсhsaлstаlt. Wien, 1 906.

Bd. 50. Anderson Е.М. Тhe dynamics of the formation of cone-sheets, ringdykes and cauldron-subsidences //

Proc. Roy. Soc. Edinburgh. 1 935/1936. Vol. 56, pt 2. Р. 128-1 57 . Anderson Е.М. Тhe dynamics of faulting and dyke forrnation with Application to Britain. Edinburgh;

L., 1 942. Р. 43-48. Auden J,В. D.ykes in Western India (Оессап traps) // Trans. Nat. Inst. Sci. Ind. 1 949. Vol. 3 , N 3 .

Р . 123-157 . Вiickstrom Н. 'Beitrage zur Kenntniss der islandisehen Liparite / / Geol. foren. Stockholm forhandl. 1 89 1 .

Bd. 1 3 . S . 637 -678. Baidey Е.В., Clough С. Т. , Weight w..в. et al. Tertory and posttertiary geology Mull, Loch Aline and

ОЬапе : Мет. Geol. Surv. Scotland, 1 924. 445 р. Вarth T.F. Miteralogical pertography of РасiПс lavas Rocks // Amer. Sci. 1 93 1 . Vol. 2 2 1 . Р. 491 -530. Веаumоn! Е. Observations giЮlоgiquеs / / Annales des Mines. 2 d . Series. 1 827 . Веаumоn! Е. Sur les systeme de montangnes les plys ancient de L'Europe // Bull. Soc. geol. France.

1 846/1 847 . Vol. 5 .

1 98

Berker G.F. Experiments оп schistosity and slaty cleavage // US Geol. Sшv. Bull. 1 904. N 241 . Вi/lings М.Р. Mechanics of igneous intrusiton in New Hampshire // Amer. J. Sci. 1945. Vol. 234.

Р. 40 -68. Вillings М.Р. Struсtшаl geology. 2nd ed. 1962. 433 р. Вiot МА . , Ode Н. Оп the folding of а visco-elastic medium with adhering layer under compressive

stress // Quart. J. Math. 1962. Vol. 19 . Р. 1 8- 30. Вiot МА ., Ode Н. , Roever W.L. Experimental verification of the theory of folding of stratified vis­

coelastic media // Bull. Geol. Soc. Amer. 1961 . Vol. 72, N 1 1 . Р. 23-40. B1ake D. The net-veined complex of the Austerharn intrusion, south-eastern iceland // J. Geol. 1 966.

Vol. 74. Р. 891 -907 . Boker R. Die Mechanik der bleibenden Formanderungen in Кristallinisch aufgebauten Korpern //

Mitt. Forschungsarb. ver. dt. Ing. 1915 . 175 . Bolk R. Structural geologie of the Adirondack Anorthsotes. Tschermarks miner. und pertogr. Mitt.

1 936. Vol. 4 1 . Р. 234 -243. Bowen N.L., Tиttle О.Р. ТЬе system MgO-Si02 -Н2 О // Bull. Geol. Soc. Amer. 1949. Vol. 50,

N 2 . Р . 9 1 5 -92 1 . Borg 1. , Тиrneг Р. Deformation of Jule marble : part VI-identity and significance of deformation la­

mellae and partings in calcite granitgrains // Ibid. 195 3. Vol. 64. Р. 1 3 1 1 -1 330. Вrace W.F., Walsh I.В. Some direct mеаsшеmепts of the sшfасе energy of quartz and orthoclase //

Amer. Miner. 1962. Vol. 47 . Р. 48-62. Вranch C.D. А new intrusion mechanism for same blgh level granites and the relationsblp with

ignimbrites in North Queensland // Bull. Volcanol. 1963. Vol. 25 . Р. 8 17 -82 1 . Вranch c.D. ТЬе volcanic cauldrons, ring complexes and associated granites of the Georgetown,

In1ier, Queensland // Bull. Вш. Miner. Resours Austral. 1 966. N 7 6 . 1 59 р. Buch L. Physicalische Beschreibung der Canarischen Inseln. В., 1 825. Eиcher W.H. Ап experiment оп the role of gravity in orogenic folding /1 Gol. Rdsch. 1 862.

Bd. 52, Н . 2 . 9urke K.S., Dewey У.Р. , Кidd W.S. ТЬе Тibetan plateau. Its significance for tectonics and pertology //

Geol. Soc. Amer. Abstr. Progr. 1974. Vol. 6. Р. I 027 -1028. Cadell Н.М. Experimental researches in Mountain Buidling 11 Trans. Roy. Soc. Edinburg. 1888. Vol. 35. Carmichael J.S.E. ТЬе pertrology of Thingmuli а tertiary уоlсапе in еазtщп Iceland 11 J. Petrol. 1 964.

Уйl. 5, N 3 . Р. 435 -460. Carter N.L., Christie· J.M., Griggs D. T. Experimentally produced deformation Lamellas and other

struсtшеs in quartz sand 11 J. Geophys. Res. 196 1 . Уоl. 66. Р. 677-687 . Carter N.L., Christie J.M., Griggs D. T. Experimenta1 deformation and recrystallization of quartz 1 / J.

Geol. 1 964. Уоl. 72, N 6. Р. 888-901 . Chapman СА. Paucity of пafic ring dikes-evidence for floored Polymagmatic chambers 11 A1mer. J. Sci.

1 966. Уоl. 264, N 1 . Р. 66-77 . Christie 1.M., Carter N.L., Griggs D. T. Experimental evidence for а basa1 slip mechanism in quartz 11

Science. 1 96 1 . Уоl. 1 34 . Р. 1 022-1036. Christie J.M., Carter N.L., Griggs D.T. P1astic deformation of single crystals of quartz // J. Geophys.

Res. 1962. Уоl. 67. Р. 150-1 6 1 . Christie 1.M., Griggs D.T. , Carter N.L. Experimenta1 evidence o f basa1 slip in quartz 11 J. Geol. 1 964.

Vol. 72, N 6. Р. 1 1 6-140. Cloos Н; Experimental zш inneren Tektonik 11 Zentr.-bl. Mineral. 1928а. Bd. 12. C/oos Н; Ueber antithetische Bewegungen 1/ Geol. Rdsch. 1928Ь. Bd. 1 9. Cloos н: Kiinstliche Gebirge // Nаtш und Mus. 1929. Н. 5 . C/oos Н; Kiinstliche Gebirge, 1 , П / / Senkenberg. паtшforsch. Ges. 1 929. Н. 5 ; 1 930а. Н. 6 . C/oos Н. Z ш experimentalen Tektonik. 1 . Vergleichende Ana1yse dreher Verschiebungen / / Geol.

Rdsch. 1 930Ь. Bd. 2 1 , Н. 6 . C/oos Н. Z ш experimenta1en Tertonik. П . Methodik und Beispiele / / Naturwissenschaften. 1 930Ь.

Jg. 16, N 34. C/oos Н; Zur experimentalen Tektonik. Briiche und Fa1ten // lbid . 1931 . Jg. 1 9, N 1 1 . C/oos Н; Einfiihrung in die Geologie. В., 1936. 503 S. C/oos Н. Zur Grosstektonik Hochfricas und seiner Umgebung // Geol. Rdsch. 1937. Bd. 28, Н. 3/4. C/oos Н; Heb�g-Spaltung Vulkanismus // Ibid. 1939. Bd. 30, Zwischenh. S. 405 -528. C/oos Е. Boudinege // Trans. Amer. Geophys. Union. 1 947 . Уоl. 28. S. 1 1 7 - 1 2 3 . Cloos Е. Bedding slips, wedger and folding in Layered , sequences / / Bull. Commis. geol. Finlande.

1 964. N 1 96 . Р. 1 12-1 38. Coker E.G., Fi/on L.N.G. Treatise оп photoelasticity. Cambridge, 1 931 . Coleman R.G., Peterman L.E. Осеaniс plagiogranite // J. Geophys. Res. 1 97 5 . Vol. 80. Р. 3 1 5 -3 1 8. Cиrrie J.9., Patnode H. W., Тrиmp R.P. Development of folds in sedimentary strata // Bull. Geol. Soc.

Amer. 1 962. Уоl. 7 3 , N 6. Р. 1 48-167 . Da/y R. Тhe geology o f Азсenзiоп Island / / Proc. Аmщ. Ar ts Acad. Sci. 1 925 . Vol. 6 0 . Р . 1 -1 24. DauЬree А. Etudes synthetiques de geologte experimentale. Р., 1 87 9. тхоn S., Rиtherford M.L. P1aiogranites as late-stage imrnicible liguidз in ophiolite and mid-ocean

ridge suites: Ап experimenta1 study // Earth and P1anet. Sci. Lett. 1 979 . Уоl. 45 , N 1 . Р. 45-60. 1 99

Dobrin М.В. Some quantitative experiments оп а f1uid saltdome model and their geological cimplica­tions // ХХII Annu. Meet. Amer. Geophys. Union: Sect. tectonophys. ; Rep. and рар. 1 941 .

Donath F.A. Experimental study of shear fаilше in anisotropic rocks // Bull. Geol. Soc. Amer. 1 961 . Yol. 72. Р. 547 -550.

Dи"ance Е. Photoe1astic strees studies and their application to а mechanical analysis of the tertiary ring-complex of Ardnamшсhaп, Argyllshire // Proc. Geol. Assoc. London. 1 967 . Yol. 7 8, pt 2 . Р. 289-3 1 9.

Eaton J.P., Murata К./. How volcanoes grow? Science. 1 960. Yol. 70, N 1 0. Р. 925-938. ЕгdтаnnsdБrfег О.Н. ОЬе! sibirisches Nephelingestein ; Festschr. у. Coldschmidt Heidelberg. 1928.

Ref. // N. Jahrb. Мin. 1 929. Bd. 2, N 2. Escher B. G. Оп the formation of calderas // Leidse geol. meded . 1929. Yol. 3 . Р. 57 1 -589. Field J.E. Fracture of solids // Times Sci. Rev. 1 964. Yol. 5 1 . Р. 61 6-630. French J. W. Тhe frасtше of homogenous media / / Trans. Geol. Soc. EdinЬшgh. 1 922. Yol. 17, pt 2 . Friedтan М. Petrofabric analysis o f experimentally deformed calcitecemented sandstones // J . Geol.

1 963. Yol. 7 1 , N 1 . Р. 48-67 . Geikie А. Text-book of geology. L., 1 903. Yol. 1 , 2 . Geological тар of Africa, 1 ;5 000 000. Р.; UNESCO, 1 963. Gilbert G.K. Report оп the geology of the Неnrу Mountains. Wash. (D.C.), 1 877 . Gi1luly J. Geological contrast between continents and осеaniс basins // Geol. Soc. Amer. Spec. Рар.

1 955 . N 62. Р. 7 - 1 8. Gogиеl J. Traite de tectonique. Р., 1952 . 240 р. Gregory /. W. Contributions to the physical geography of British East Africa // Geogr. J. 1 894. Yol. 4. Griggs д т. Deformation of rock under high confining рrеssше / / J. Geol. 1 936. Yol. 44, N 5 . Griggs D. T. Rock deformation / / Trans. Amer. Geophys. Union. 1 963. Yol. 4 4 , N 3 . Р . 327-329. Griggs D. т. , Bell J. Experiments bearing оп the orientation of quartz in deformed rocks // Bull. Geol.

Soc. Amer. 1938 . Yol. 49. Griggs D. T., Christie J.M., Carter N.L. Quartz deformation 1ame11as are dislocation arrays; Abstract //

Ibid. 1 963 . Yol. 44, N 2 . 2 1 0 р. Griggs D., Handin J. Rocks deformauon (А Symposium) // Geol. Soc. Amer. Мет. 1 960. N 79.

Р. 122-1 30. Griggs D., МШег W.B. Deformation of Jule marble. Pt 1 . Compression and extension experiments of

dry Jule marble at 10 000 atrnospheres соnIшing prеssше, room tеmрerаtше // Bull. Geol. Soc. Amer. 1 95 1 . Yol. 62. Р. 85 3 -862 .

Griggs D. T., 1'иrneг F.J. , Heard Н.С. Deformation of Rocks at 500 to 800 ос // Geol. Soc. Amer. Мет. 1 960. N 79. Р. 143-148.

----Наndin- ./;-;-Наdег R. ,Г., F!;еdтап-М-:-;-Тeut1rег J.N. Experimental-deformation о! sedunentary rocks unter соnIшing deformation рrеssше; pore prеssше tests // Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1963. Yol. 47 , N 5 . Р. 48-6 1 .

Hansen , E.S. , Borg /. У. The dynamic significance of deformation Lamal1ae in quartz of calcite сетen-ted sandstone // Amer. J. Sci. 1962. Yol. 260. Р. 1 1 80-1 1 84 .

Harker А. 'The tertia:ry igneous rocks of Skyl // Мет. Geol. Sшv. U.K. 1 904. Harker А. Geology of the small isles of lnverness-shire // Ibid. 1 908. Hatch F.н., Rапаll R.н. B1ack Машicе. Тhe petrology of the sedimentary rocks. L., 1938. Haug Е. Traite de geologie. Р., 1907 . Yol. 1 . Heard Н.С. Effect of large changes in strain rate in the experimental deformation of Jule rnarble //

J. Geol. 1963 . Yol. 7 1 , N 2 . Р. 373-386. Heiт А. Geology der Schweiz. Leipzig, 1919-1922. Hills KS. Elements of struсtшаl geology. L. , 1963. 286 р. Hubbert М.К. Тheory of scale models as applied to the geologic struсtшеs // Bull. Сеоl. Soc. Amer.

1937. Yol. 48, N 10. Р. 201 -21 3 . Hutton 1. Тheory of the Earth with proofs а nd ullustrations. Edinborugh, 1795. Jager J.C. Extension failures in rocks subject to f1uid pressше // J . Geophys. 1 963. Yol. 68, N 21 .

Р. I 03 - 1 22 . Karтan Т. Festigkeitsversuche unter allseitigen Druck // Ztschr. Yer. dt. lng. 1 91 1 . Кick F. Die Prinzipien der mechanischen Technologie und die Festigkeitslehre 11 Ibid. 1 892. Bd. 26,

N 10. Кidd W.S. Widespread late Neogene and Quarternary alkaline volcanism оп the Tibetan p1ateau ;

Abstract 1/ EOS Trans. AGU. 1 975 . N 56. Р. 453. . Кnор! Е.В. Fabric сhangез in 11е marble after deformation in compression /1 Amer. J. Sci. 1949.

Yol. 247. Р. 263 -284. '

Koenigsberger G., Morath О. Тheoretische Grund1agen der experimentalen Tectonic /1 Ztschr. Dt. geol. Сез. 1 9 1 3 . Bd. 65.

Коrn Н., Martin Н. Der lntrusions mechanismus der Grossen Karoo-Plutone in Si1dwest Africa /1 Сеоl. Rdsch. 195 3 . Bd. 1 6. S. 4 1 -58 .

Киеnеn Rh.н. Yalue of experiments in geology /1 Сеоl. еп mijnbow. 1 965 . Р . 915-941 .

200

Kvapil R. Tektonische Experimente ап natiirlichen Gesteonen 11 Felsmech. und Ingenieurgeol. 1 963 . Bd. 1 , N 1 . S. 345 -358.

Iдcroix М.А. Les roches eruptives grenues de l'AIchpel de Kuergelen 11 С. R . Acad .. sci. 1924. Vol. 179. Р. 1 1 3-1 19 .

Iдhee F.н. Field geology. N.Y. ; Toronto; L. , 196 1 . Iдppaгen, А . Conference sur lе sens mouvements de l'ecorce tепеstе 11 Bull. Soc. geol. France.

1 885/1887 . Vol. 1 5 . Iдppaгen, А . Revue des questions scientifiques. 1898. Vol. 1 4. Link Т.А. Some applications of strain ellipsoid 11 Bull. Amer. Assoc. Petr. Geol. 1929. Vol. 1 3 . Lin,k Т.А . The origin and significance of "epianticlinal" Faulst, as revealed Ьу experiments 11 Bull.

Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1927 . Vol. 1 1 , N 8 . Loewinson-Lessing F. Note sur les roches alcalines 1/ Bull. Soc. Geol. Berge. 1922. Vol. 32 , fasc. 1 . Lohest М. Ое Lorigine des yeines et des g�odes des terrains primaires de Belgique 11 Soc. sci. geol.

belg. аnn. В. , 1909 . Vol. 36. Martonne F. Die Hydrographie des oboren des Ni1beckens 11 Z tschr . Ge·s. Erk. 1 897 . Bd. 32. Mead J. W. Notes оп the mechanism of geologic structures 11 J. Geol. 1 920. Vol. 28. Р. 505-523. Mesтer С. Spannungspotik. В. , 1 939 . Molnar Р., Tapponier Р. Active tectonics of Tibet 11 J. Geophys. Res. 1 978 . Vol·. 83 , N 1 1 . Р. 5 361 -

5 375. Monch Е. Die Ahnlichkeits und Modellgesetze bei Spannungsoptischen Versuchen 11 Ztschr. anrew.

Phys. 1949. Bd. 1 . Moores РОМ., Vine F.J. Troodos massif. Cyprus and other ophiolites as oceanic crust: Evaluation and

imрliсзtiоns 1/ Phi1. Trans. Roy. Soc. London А. 1 97 1 . Vol. 268. Р. 433-466 . Morlier Р. Etude experimentale de la deformation des roches 11 Rev. Inst. franc. petrol. 1 964. Vol. 19 ,

N 1 0/ 1 1 . Р . 1209-1221 . . Nadai А. Theory of fracture of solids. N.Y. , 1950. 452 р. Nettleton L.L. Fluid mechanics of Salt Domes 11 Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. 1934. Vol. 18, N 9 . Nettlton L.L. Recent experimental and geophysical evidence of mechanics of salt dome formation 11

Ibid. 194 1 . Vol. 27 , N 1 . Ni J. , Jork J.E. Late Cenozoic Tectonics of the Тibetan Plateau 11 J . Geophys. Res. 1978. Vol. 8 3 , N 1 1 .

Р. 5 377-5 384. Nougier J. Contribution а l'etude geologique et geomorpho]ogique des isles Kuergelen 1/ Сот. nat.

franc. rech. antarct. 1969/1970. Vol. 1 , N 27 . Р. 1 7 1 ; Уо]. 2. Р. 255 . Ode Н. Mechanical analysis of the Dike Pattern of the Spanish Peaks ЛIеа, Colorado 1I Bull. Geol. Soc.

Amer. 1957. Vol. 68, N 5. Р. 567 -576 . Parker T.J. , McDowell A.N. Nodel studies of salt-dome tectonics /1 Bul1. Amer. Assoc. Petrol. Geol.

1955 . Vol. 39, N 12 . Р. 307 -312 . Paterson M.S., Weiss L;E. ·Experimental folding in rocks 1 1 Nature. 1 962. Уоl. 195 , N 4846. Paulcke W. Das ЕхреrimепШ in der Geologie. В. , 19 12 . Pettijohn F.J. Sedimentary rocks. N.Y., 1949. 265 р . Playfair J. IllustrаtiоЪ of the НuЦоniап theory of the Earth. 1 802. Qиirke Т. Т. Boudinagem an ипщиа! structural phenomenon /1 Bull . Geol. Soc. Amer. 1 928. Уоl. 34. Raтberg Н. Natural and experimental boudinage and рinсh-зпd-swеll structures 11 J. Geol. 1955.

Уоl. 63 , N 6 . Р. 315 -31 9 . Raтberg Н. Experimental study of gravity tectonics Ь у means o f centrifuged model /1 Bull. Gol. Inst.

Uppsala. 1963а. Уоl. 42. Raтberg Н. 11 Bull. Geol. Inst. Univ. Uppsala. 1963 . Vol. 48, N 1 /6. Reinisch·R. Uber Teschenit aus Ostsibirien 11 Tscherrn. miner. petr. Mitt. 1 899. Bd. 1 8 . Reyer Е. GeologiSche und geographusche Experimente. Leipzig, 1 892-1 894. Н . f-IV. Riecker F.E. , Seifert к.Е. Shear deformation of Upper-Mantle mineral analogs : tests to 50 ki10bars

at 270 ос 1/ J. Geophys. Res. 1964. Vol. 69, N 18 . Р. 3142-31 5 1 . Robson G.R., Вагг К. С. The effect of stress of faulting and monor intrusion in the vicinity o f а mag­

та ЬоЬу /1 B ull. Volcanol. 1964. Уоl. 27 . Р. 3 1 5 . Roedder Е., Cooтbs D.S. Immisibi1ity in granitec melts a s indicated Ьу f1uid in ejected granite

blocks from Ascension Island 11 J. Petrol. 1 967 . Vol. 8, N 3. Р. 417 -45 1 . Saloтon W. Ueber die Stellung der Randspalten des Eberacher und Rheintalgrabens 11 Leitsch. Dt.

geol. Ges. 1 903. Bd. 5 5 . Saloтon W. Die Erforung der Heidelberges Radium Sol'Тherme und ihr geologischen Verh1lltnisse 1/

Abhandl. der Heidelberge Akademie des Wissen, 1927 . Vol. 1 4. Schwinner R. Vulkanismus und Gebirgabi1dung 11 Ztschr . Vulkanol. 1 920. Bd. 5 . Shand S./. The problem of the alkaline rocks /1 Proc. Geol. Soc. S. Afr. , 1 922. Sigvaldson С.Е. The pertrology of Hekla and origin of silicic rocks in Iceland 11 Тhe eruption of Hekla,

1947 -1948 11 Sci. iceland . 1974. Уоl. 1 . Р. 44. Sparks S.R., Sigurdson Н., Wilson L. Magma mixing : А mechanism for triggering acid explosive erup­

tions 11 Nature. 1971 , Vol. 267 . Р. 3 1 5 -3 18 .

201

Spulber S.D. , Rutherfird J. Отigin of silicic rocks in осеаniс crust / / J. Petrol. 1 983 . Уоl. 24, N 1 . Р. I -25.

Stille ' Н. Grundfragen der verg\eichenden Tektonik . В. , 1 924. Stille Н. Einfuhrung in den Ваи Americas. В., 1940. 7 1 7 S. Suess Е. Ueber die vermeintlichen sl!cu\aren Schwankungen einzelner Theile der ЕrdоЬеrШiсhе //

Yerh. К.К. Сео1. Reichsansta1t. Wien , 1 880. Suess Е. Oie Bruche des 1!stliche Afrikas // Oenkseh. кюs. Akad. Wiss. Wien. 1 89 1 . Bd. 58 . Suess Е. Oas An1itz der Erde. 1 909. Уо1. 3. Р . 2 . Talioferro N. L. Franciscan-Knoxville problem // Bull. Атет. Assos. Petro1. Со1. 1 943. Уо1. 27 , N 2 .

Р. 4 1 0-430. Teilhard du Chardin Р. The Granitization of the China // Bull. Сеоl. Soc. China. 1 940. Уоl. 1 9, N 1 4 . Thayer Т.Р. , Hiттelberg G.R. Rock succession in the alpinetyre mafic сотр1ех a t Сапуоп-Моип­

tain, Oregon // ХХIII Intern. Сеоl. Congr. 1 968. Уоl. 1 . Р. 1 7 5 - 1 86. Тilley С.Е. Density , refractivity and composition re1ations of some natural glasses // Miner. Mag. 1 922.

Уоl. 19. Р. 276-294. Tolansky S. , Howes W.R. Optica1 studies of ring cracks // Рос. Phys. Soc. London В. 1 954. Уо1. 67 . Torrey R.D. , Fralich С.Е. Ап experimental study of the origin of sait domes // J. Сео1. 1 962. Уоl. 34.

Р. 157 -202. Тroger W. Spezialle Petrographie der Eruptivesteine. В., 1 935 . 366 S. Тиrnег F.J. , Griggs D. Т. , Heard Н. Experimental deformation of ca1cite crysta1s / / Bull. Сео1. Soc.

Атет. 1 954. Уо1. 65 , N 9. Р. 54-6 1 . Thttle O.F. , Вомn N.L. Origin of granite in teh light o f experimenta1 studies in the system Na

A1Si, Oe -КА1SiзОе -SiO, -Н, О // Сео1. Soc. Amer. Мет. 1 958. N 74. Р. 1 5 3 . Тyrrell G. W. Oistribution o f the igneous rocks in space and time / / ВиН. Сеоl. Soc. Amer. 1 955 . Уо1. 66,

N 4. Р. 405 -426. Uhlig С. Oer sogenannte grosse ostafrikanische Graben // Geogr. Ztschr. 1 907 . Bd. 1 3 . Uhlig С. Beitrage zur Kenntnis der Geo1ogie und Petrographie Ostafrikas / / Zentr .-ы. Minera1., Petrogr.

und Сео1. 1 9 1 2 . Walker G.P.L, Acid уо1саniс rocks in Iceland / / Bull. Уоlсапоl. 1 966. Уоl. 29 . Р . 375 -406. Watkins K.D. , Gunn В.М., Nougier J. , Baksi А .К. Kuaergelen : Continenta1 fragment of oceanic Is-

1and? // Bull. Geol. Soc. Amer. 1974. Уоl. 85 . Р. 20 1 -2 1 2 . Wayland Е.!. Some account of the geology of the Lake A1bert Rift Yalley // Geogr. J . 1 92 1 . Уо1. 58 . Wegmann С.Е. Note sur 1е boudinage / / С. т . Soc. geo1. France. 1 932. Уо1. 5 , p t 2. Р . 477 -489 . Willioтs Н. Calderas and their origin // Bull. Сеоl. Sci. Univ. Са1. Риы. 1 94 1 . Уо1. 25 , N 6. Р. 239-246. Willis В: The Sea problem; rift valley // Bull. Сео1. Soc. Amer. 1 928. Уо1. 39. Willis В. East African p1ateaus and Rift Yalleys. Wash. (О.С.) : Carnegie 1nst . , 1 936. N 470. 358 р. Willis В. , Willis R. Eruptivity and Mountain Building // Bull. Сео1. Soc. Amer. 1 94 1 . N 1 0 . Р. 1 9-52. Wolff F. Oer Yu1kanismus. Stuttgart : Enke, 1 93 1 . Bd. 2 . S. 829- 1 1 1 2 .

СОДЕРЖАНИЕ

Предисловие . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3 Некоторые общие черты мезозойского вулканизма на юго-востоке Сибири . 5 Отношение вулканизма к тектонике . . . . . . . . . . . . • . 1 О К вопросу о строении Минусинского межгорного прогиба. . . . . . . • . . . . 24 О молодых базальтах Минусинского межгорного прогиба . . . . . . . . . . . . 32 Нефелиновые руды и щелочные нефелинсодержащие породы юга Красноярского края . 35 О значении щелочного модуля для систематики извержеиных пород . . . . . . . . 5 8 Типы формаций щелочных пород Сибири . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 Общие черты размещения неоген-четвертичных вулканитов в Центральной Азии . 79 Кислые магматические породы срединно-океанических поднятий 87 О соотношении флексур с разломами и складками . . . . 91 О флексурах Минусинского межгорного прогиба • . . . . 94 Среднепалеозойская история древних каледонид Сибири 97 О значении эксперимента в геологии . . . . . . . . . . . . . 102 Эксперименты по деформации горных пород в обстановке высоких давлений и температур 1 1 1 Деформация гипербазитов при высоких давлениях и температурах . . . . . . 144 Тектоническое моделирование в искусственном магнитном поле . . . . . . . . . . 147 Эксперименты по моделированию сводовых поднятий байкальского типа . . . . . . . .

Некоторые общие черты тектоники и вулканизма Байкальского свода и его аналогов

Механизм образования концентрических структур над магматическим очагом (по менталъным данным) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

экспери-

Моделирование полей налряжений в геологических .структурах и его значение в теории рудо-

1 5 1 165

1 7 1

образования . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . 1 85

Научное издание

ЛУЧИЦКИЙ ИГОРЬ ВЛАДИМИРОВИЧ

Избранные ТРУДЫ ТЕКТОНИКА И ВУЛКАНИЗМ,

ВОПРОСЫ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОЙ ТЕКТОНИКИ

Утверждено к nечоти Отделением геологии, геофизики, геохимии

и горных наук АН СССР

ХудожествеlШЫЙ редактор и.ю. Нестерова

Технический редактор и.и. джиоева

Корректор зд. Алексеева

Набор выполнен в издательстве на наборно-печатающих автоматах

ИБ N° 40109

Подписано к печати 1 4 .06.89. Т -001 97 Формат 70 Х 1 00 1 / 1 6. Бумага офсетная N" 1 Гарнитура Пресс-Роман. Печать офсетная

Усл.nечл. 1 6,9 + ·0,1 вкл. Усл.кр.oQТТ. 1 8,3. Уч.-издл. 2 0,1

Тираж 550 экз. Тип. зак. 1 492 Цена 4 р . 3 0 к

Ордена Трудового Красного Знамени издательство "Наука" 1 1 7864 ГСП-7,

Москва В-485, Профсоюзная ул., д. 90

Ордена Трудового Красного Знамени l-я типография издательства "Наука" 1 99034, Ленинград В-34, 9-я линия, 1 2