Конвекционные кинематические системы в мощных недислоцированных осадочнопородных комплексах

В мощных субгоризонтальных наслоениях явление инверсии плотностей распространено чрезвычайно широко. А. В. Вихерт (1981), специально изучавший эти вопросы на примере осадочных комплексов Восточно-Европейской и Сибирской платформ, Туранской плиты, Предкарпатского, Предкавказского и Предверхоянского краевых прогибов, установил, что нормальные соотношения плотностей наблюдаются лишь в 60 % случаев. В остальных имеет место инверсия плотностей. Уменьшение плотностей от верхних свит к нижним достигает 550 кг/м3, а показатель инверсии, т. е. разность плотностей контактирующих свит, отнесённая к плотности нижней, варьирует от 0.01 до 0.62. Это объясняется тем, что главнейшие осадочные породы, многократно переслаивающиеся в разрезах осадочных бассейнов, имеют весьма заметные различия в плотности.

Так, известняки и доломиты имеют среднюю плотность 2500–2590, мергели — 2 340, песчаники и алевролиты — 2 290, глины и аргиллиты — 2 260, обводнённые глины — 2100–2200 кг/м3. Очевидно, выводы А. В. Вихерта могут быть распространены не только на осадочные, но и на вулканогенно-осадочные толщи. Напомним, плотность эффузивных пород базальтового ряда составляет 2600–2750, кислых эффузивов — 2500–2700 кг/м3. Следовательно, явления инверсии плотностей можно наблюдать как в платформенных, так и в геосинклинальных областях.

Столь широкое распространение инверсии плотностей создаёт предпосылки для столь же широкого развития конвективных движений в осадочных и осадочно-вулканогенных комплексах. Однако их реализация осуществляется не так часто. Этому препятствуют два обстоятельства: во-первых, повышенная вязкость пород, особенно на глубинах, превышающих 2–3 км, где пластичные глины вследствие их уплотнения, дегидратации и перекристаллизации становятся малоподвижными; во-вторых, малые градиенты изменений давлений в пластичных ассоциациях уменьшают возможность латеральных перетоков пластичных масс. Поэтому конвективные движения в мощных недислоцированных комплексах наблюдаются сравнительно редко. Исключение составляют отдельные геосинклинальные области, где над регионально распространёнными пластичными флишевыми толщами располагаются мощные комплексы карбонатных и вулканогенных пород, имеющих резкие пространственные ограничения.

В таких областях, например в Кавказской складчатой области, структуры конвективного происхождения встречаются довольно часто (Белоусов, 1962, 1975). Правда, из-за быстрого уплотнения флиша в процессе его интенсивного погружения эти структуры формируются только в верхних частях разреза и, следовательно, не могут быть очень крупными. Это в основном малоамплитудные глиняно-диапировые антиклинали высотой до 2–3 км. Форма и размещение этих структур в плане также далеки от того, что можно было бы ожидать, исходя из теории конвекции Рэлея—Тэйлора. Антиклинали, как правило, имеют линейно вытянутые очертания и контролируются не мощностями конвектирующих толщ, а тектоническими разрывными нарушениями, особенно теми, которые связаны с глубинными вертикальными подвижками блоков фундамента и которые влияют на характер площадного развития карбонатных и вулканических комплексов. Разрывы настолько облегчают подъем с глубины лёгких пластичных глинистых пород, что последние в ряде случаев сквозь вершины диапировых антиклиналей выдавливаются на земную поверхность, образуя на ней небольшие «выдавленные шарьяжи» (Белоусов, 1975).