Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

пени глубоководные бассейны. На большей же части распола-

гается мелководный морской водоем с многочисленными, часто

крупными, но невысокими островами. На этой стадии форми-

руются разнообразные отложения, объединяемые общим поня-

тием «нижняя моласса». Основное значение имеют относи-

тельно тонкозернистые песчано-алеврито-глинистые в целом

мелководно-морские отложения нередко циклического строе-

ния —морская нижняя молассовая формация. Иногда в со-

став этой формации включают также глубоководные карбонат-

но-глинистые, кремнисто-битуминозные отложения начальных

этапов развития краевых прогибов. Кроме морских терриген-

ных моласс на этой стадии в зависимости от климата формиру-

ются соленосные и угленосные отложения параллического при-

брежно-морского и лагунного типа, а во внутриконтиненталь-

ных бессточных депрессиях — лимнического.

Четвертая стадия геосинклинального цикла — собственно

орогенная — характеризуется мощным воздыманием и горооб-

разованием, а следовательно и преимущественно континенталь-

ным режимом осадконакопления при наличии значительных

масс грубообломочного материала, образующегося при раз-

мыве растущих горных сооружений. Верхняя молассовая фор-

мация поэтому либо полностью континентальная (во внутрен-

них областях), либо существенно континентальная с прослоями

прибрежно-морских образований (в периферийных зонах).

Наиболее характерны для нее грубообломочные породы — кон-

гломераты и брекчии колювиально-делювиальных, пролювиаль-

ных, аллювиально-дельтовых и флювиогляциальных образова-

ний. Вместе с тем присутствуют песчаники, суглинки, песчани-

стые глины, реже пачки известняков-ракушечников нередко

опресненных водоемов.

Для верхней молассы отмечается обычно погрубение со-

става вверх по разрезу, что обусловлено увеличением во вре-

мени высоты горных сооружений, и весьма значительные мощ-

ности, достигающие 8—10 км и более. Интенсивные поднятия

сопровождаются и возобновлением вулканизма, но уже пре-

имущественно наземного, самого разнообразного по составу —

от основного базальтового до кислого липаритового. При этом

наряду с лавами весьма широко развита и пирокластика, что

ведет к образованию туфов, пеплов, туфобрекчий и т. д. В итоге

формируется наземно-вулканогенная базальт-андезит-липари-

товая формация.

Таким образом, вертикальный ряд геосинклинальных фор-

маций, их смена во времени отражает изменение в течение гео-

синклинального цикла крупных ландшафтных единиц—морфо-

структур: от глубокого морского водоема, через мелкоморье

к высокогорному рельефу. Однако, далеко не каждый геотек-

тонический цикл длительно развивающихся геосинклинальных

331

Pua 111. Формационный ряд полициклической геосинклинальной системы

Большого Кавказа (по В. Е. Хаину, 1973 г.).

Формации: 1 — аспидная, 2 — спилито-днабазо-кератофировая; 3—флишевая, 4 —из-

вестняковая, 5 — нижняя моласса, 6— верхняя моласса, 7 — угленосность, 8 —кислые

вулканиты (порфировая формация); 9—региональный метаморфизм; 10 —отсутствие

осадконакопления; σ — внедрение гнпербазитов; γ — интрузии гранитоидов. Циклы и

стадии развития: байкальский цикл: Bg — геосннклинальный период, Bor — орогенный

период; BCqp — квазнплатформенная стадия, переходная от байкальского к каледонскому

периоду; герцинский (варисецнйскнй) цикл: Vg

—раннегеосинклинальная стадия, Vg

позднегеосинклинальная стадия, Vor

— раннеорогенная стадия. Vor

— позднеорогенная

стадия; V—Aqp — квазиплатформенная стадия, переходная от герцинского к альпий-

скому циклу; альпийский цикл: Ag

—раннегеосинклинальная стадия. Ag

—позднегео-

синклинальная стадия, Aor

— раннеорогенная стадия, Aor

— позднеорогенная стадия

систем зафиксирован полным набором формаций, нередко мно-

гие из них могут отсутствовать (рис. 111).

Систематика платформенных формаций, главным образом

по строгой приуроченности их к тем или иным этапам геотек-

тонического цикла, разработана недостаточно, особенно по

сравнению с геосинклинальными. Связано это, видимо, с мень-

шей контрастностью рельефа, который определяет резкое раз-

личие формаций в геосинклинальных зонах. На платформах

терригенные формации могут возникать на разных стадиях гео-

синклинального цикла, хотя формируются преимущественно

в начальные и конечные этапы (рис. 112). Имеются некоторые,

332

Рис. 112. Формационные ряды Русской, Сибирской, и Ссверо-Амернканской

платформ (по В. Е. Хаину, 1973 г.).

Формации: / — континентальная: 2 —лагунная красноцветная, 3 — морская терриген-

ная трансгрессивная, 4 — морская терригенная регрессивная, 5 — известняковая, 6 —

гипсово-доломитовая, 7—угленосная, 8— соленосная, 9—трапповая; 10— глауконит

в морской террнгснной формации, Il — перерыв в отложении осадков

хотя и менее резкие, чем в геосинклиналях отличия нижних и

верхних терригенных формаций.

Как показал Н. С. Шатский, в начальные стадии формиру-

ются преимущественно автохтонные формации, обломочный

материал для которых образуется на самой платформе (напри-

мер, эйфельско-живетско-нижнефранская формация терриген-

ного девона восточной части Русской платформы, источником

материала которой служили Балтийский щит, Воронежская ан-

теклиза и другие поднятия Русской платформы). Для этих

формаций характерны относительно простой кварцевый или

333

олигомиктовый состав песчано-алевритового материала, хоро-

шая его сортировка, нередко наличие глауконита, желваковых

фосфоритов, железистых и марганцевых руд. Как правило, эта

формация образуется в мелководно-морских, прибрежно-мор-

ских и дельтовых условиях.

На заключительных этапах геотектонических циклов на

платформах преобладают аллохтонные терригенные формации,

материал которых поступает из окружающих платформу и воз-

дымающихся в это время складчатых геосинклинальных си-

стем. Для них характерен полимиктовый состав, худшая сорти-

ровка, нередко наличие конгломератов. Формирование этих

формаций часто происходит в континентальных обстановках

или в полуизолированных от Мирового океана водоемах с на-

рушенным гидрологическим режимом (верхнепермская терри-

генная формация востока Русской платформы). Средние ста-

дии геотектонических циклов на платформах часто фиксиру-

ются карбонатными, карбонатно-сульфатными формациями

(см. рис. 112).

Рассмотренные выше формации характерны для континен-

тального сектора стратисферы. В последние годы в связи с ин-

тенсивным исследованием океанов началось выделение и изу-

чение также океанических формаций. С развитием глубоковод-

ного бурения появилась возможность исследовать вертикаль-

ные разрезы океанических формаций и смену их во времени.

Используются также косвенные данные, в частности резуль-

таты непрерывного сейсмического профилирования.

Характеристика формаций собственно океанического ложа

по трем основным морфоструктурам — глубоководным котло-

винам; вулканическим и глыбовым хребтам и массивам; сре-

динно-океаническим хребтам — опубликована Ю. А. Богдано-

вым, М. А. Левитаном и А. П. Лисициным (1980 г.). Базаль-

ные горизонты осадочного чехла глубоководных котловин, как

правило, представлены пелагической карбонатной формацией

(рис. 113). Мощность ее меняется от 0,2 до 1,5 км, а страти-

графический объем — от верхов юры до неогена. В древних

котловинах образование этой формации завершилось практи-

чески одновременно — в неокоме, в более молодых она форми-

ровалась до конца мела или даже до неогена. Выше развита

в основном формация пелагических глин со скользящей ниж-

ней границей (от позднего мела до неогена), ее образование

продолжается до настоящего времени. Мощность формации,

как правило, не превышает нескольких десятков метров, иногда

возрастая до первых сотен метров. В ряде районов она лате-

рально замещается кремнисто-глинистой формацией мощностью

от 100—150 до 600 м и более. В Атлантическом океане между

этими двумя основными пелагическими формациями — карбо-

натной и глинистой — располагается баррем-сеноманская фор-

334

мация черных глин, обогащенных органическим веществом

с мощностями от 45 до 270 м. Она аллохтонная и формирова-

лась за счет терригенного, а не пелагического осадконакопле-

ния. В краевых частях нередко присутствует плио-плейстоце-

новая терригенно-глинистая формация с прослоями турбиди-

тов, мощность которой не превышает нескольких десятков

метров.

Набор формаций в следующей морфоструктурной зоне бо-

лее разнообразен. В пределах погруженных микроконтинентов

на эродированной поверхности континентального комплекса

лежат относительно маломощные (первые десятки метров)

мелководно-морские глинисто-песчаные или ракушняковые фор-

мации, которые выше по разрезу сменяются более глубоковод-

ными песчано-глинистыми или пелагическими карбонатными.

Подавляющее большинство океанических хребтов, массивов и

подводных гор созданы тектоно-магматическими процессами,

поэтому вертикальный ряд формаций начинается обычно суб-

аэральными грубообломочной туфовой и ассоциирующей с ней

вулкано-терригенной формациями.

В прилегающих депрессиях формируются синхронные им

вулканогенные турбидиты. Дальнейшее погружение ведет

к тому, что вершины гор нередко надстраиваются карбонатной

рифовой формацией, мощность которой колеблется от первых

десятков метров до 1000—14000 м. В межгорных депрессиях и

прилегающих частях котловин ей соответствуют вулканогенно-

карбонатная или карбонатная турбидитовая формации мощ-

ностью до нескольких сотен метров. В условиях некомпенсиро-

ванного погружения все элементы рельефа покрыты пелагиче-

ской карбонатной формацией, мощности которой меняются

очень резко (125—1200 м). В умеренных широтах место рифо-

вой формации занимает ракушняковая, в высоких широтах

преобладают терригенные формации.

В осадочном чехле срединно-океанических хребтов наибо-

лее распространены пелагическая карбонатная, карбонатно-

турбидитная, тектоно-вулканокластическая, эксгаляционно-же-

лезисто-глинистая формации. В последней, в отличие от пела-

гической глинистой, одни из главных породообразующих ком-

понентов— оксиды и гидроксиды железа и марганца; породы

обогащены широким спектром малых элементов. Реже присут-

ствуют терригенно-обломочные, терригенно-глинистые, кремни-

сто-карбонатные, кремнисто-глинистые и пелагические мер-

гельно-глинистые формации.

Анализ размещения формаций ложа океана показывает,

что сходные формации могут располагаться в разных структур-

ных зонах. В то же время на одних и тех же структурных эле-

ментах в зависимости от климата формируются различные

формации (рис. 114). Так важнейшая граница вертикальной

335

Рис. 113. Вертикальные ряды формаций осадочного чехла глубоководных

сицину, 1970 г.).

Формации: 1 — пелагическая карбонатная, 2 — терригенно-глинистая, 3 — пелагическая

зальты

зональности — критическая глубина карбонатонакопления — за-

висит от климатической области и биологической продуктивно-

сти. В низкопродуктивных аридных зонах на глубине менее

4000—4250 м (подводные хребты и поднятия) накапливается

пелагическая карбонатная формация, а ниже (глубоководные

котловины) пелагическая глинистая. В высокопродуктивных

.336

котловин Мирового океана (по Ю. А. Богданову, В. А. Левитану, А. П. Ли-

глинистая, 4 —карбонатно-мергельная, 5 — кремнистая, 5 —кремни, 7 — толентовые ба-

гумидных зонах эта глубина достигает 5000—5100 м и тогда

карбонатные формации формируются и в котловинах, и на их

склонах. Еще более низкий уровень занимают кремнистые фор-

мации. Напротив, при низкой биологической продуктивности

бескарбонатные формации поднимаются на склоны подводных

поднятий.

337

Таблица 26

Тектоно-климатическая классификация осадочных формаций (по В. Е. Хаину,

Пассивные

Эпиконтинентальные бассейны, платформенный

(континентал

чехол

ренняя часть)

Стадия

екания — ми

развития

Конечная

Поздняя 2

Поздняя 1

Зрелая

Ранняя 2

Ранняя 1

Начальная

развития

Конечная

Поздняя 2

Поздняя 1

Зрелая

Ранняя 2

Ранняя 1

Начальная

Гумидная зона

Озерно-аллювиальная

сероцветная с каолини-

том; углями; красно-

цветная с бокситами

Паралическая угленос-

ная прибрежных равнин

Эпиконтинентальная

песчано-глинистая или

кварцево-песчаная с

глауконитом

Эпиконтинентальная

карбонатная (известня-

ково-мергельная)

Эпиконтинентальная

песчано-глинистая или

кварцево-песчаная с

глауконитом

Паралическая угленос-

ная прибрежных рав-

нин

Озерно-аллювиальная

сероцветная с каолини-

том, углями; красно-

цветная с бокситами

Аридная зона

Пустынно-озерная крас-

но- или пестроцветная

с карбонатами и сульфа-

тами

Красноцветно-эвапорито-

вая лагунного (карабо-

газского) типа

Эпиконтинентальная

карбонатно-терригеиная

с субформацией черных

глин

Эпиконтинентальная

карбонатная (известня-

ково-доломитовая)

Эпиконтинентальная

карбонатно-терригенная

с субформацией черных

глин

Красноцветно-эвапорито-

вая лагунного (карабо-

газского) типа

Пустынно-озерная крас-

но- или пестроцветная

с карбонатами и сульфа-

тами

Гумидная

Неритиче-

ская крем-

нисто-гли-

нистая фос-

форитонос-

ная

Пестро-

цветная

глинистая

с магне-

зиальными

силикатами

Параличе-

ская угле-

носная

зрелого

рифта

Континен

обломочная

рифтовых

Сероцвет-

ная

Красно-

цветная

1980 г.)

окраины континентов,

ьная окраина (внут-

перикратонныс опу-

огеосннклиналн

Активные окраины континентов

Океаны

окраины континентов,

ьная окраина (внут-

перикратонныс опу-

огеосннклиналн

Континентальный

склон — подно-

жие— окраинные

моря: мезогеосин-

клинали, позже

передовые прогибы

Окраинные моря —

островные дуги —

желоба — эвгео-

синклиналн, позже

передовые прогибы

Океаны

Аридная

Континентальный

склон — подно-

жие— окраинные

моря: мезогеосин-

клинали, позже

передовые прогибы

Окраинные моря —

островные дуги —

желоба — эвгео-

синклиналн, позже

передовые прогибы

Океаны

Верхняя конти-

нентальная гру- нентальная гру-

бая моласса

Вулканогенная

моласса

—

Нижняя морская Нижняя морская

моласса с эвксин-

тонкая моласса

ской субформа-

цией

—

Терригенный

Терригенный Гемипелагическая

флиш флиш

терригенно-глини-

стая

Неритнческая кар- Карбонатный Карбонатный

Пелагическая гли-

бонатная (кокко-

флиш флиш

нистая и кремни-

литофоридовая и сто-глинистая аб-

фораминиферовая)

иссальных котло-

с субформацией вин

барьерных рифов

Битуминозная пес- Терригенный Терригенный

Пелагических

чано-глинистая с

флиш

известняков и из-

субформацией чер-

флиш

вестняковых тур-

ных глин и терри-

бидитов средин-

генно-карбонатная

ных хребтов и под-

нятии в пределах

талассопленов

Эвапоритовая зре-

Сланцево-грау-

—

Эдафо-

Метал-

лого рифта (крас- вакковая (аспид-

генная

лоносная

номорского типа) ная)

рифто-

(эксга-

вых зон

ляцион-

ная)

рифто-

вых зон

тальная

— —

молодых

зон (грабеновая)

Красно- или пест-

роцветная

Рис. 114. Упрощенная модель формирования пелагических осадочных фор-

маций в современную эпоху в зависимости от климата и биологической про-

дуктивности (по Ю. А. Богданову, М. А. Левитану, А. П. Лисицину,

1980 г.).

Формации: 1 — пелагическая карбонатная, 2 — пелагическая глинистая, 3— кремнистая

Анализ вертикальных рядов формаций дает возможность

проследить эволюцию океана и геологическую историю его

отдельных частей. Так почти повсюду устанавливается углуб-

ление океана, смена в разрезе менее глубоководных карбонат-

ных, более глубоководными глинистыми пелагическими форма-

циями или вулканогенно-карбонатных турбидитовых — карбо-

натными пелагическими. Это связано как с общепланетарным

повышением уровня океана на рубеже раннего и позднего

мела, так и с самим процессом формирования океана. Дело

в том, что глубина океана в пределах срединно-океанических

хребтов меньше критической для карбонатонакопления и здесь

в массовом количестве формируются карбонатные пелагиче-

ские формации. По мере раздвижения литосферных плит и

удаления от хребтов, происходит закономерное погружение их

до глубин, превышающих критическую глубину карбонатона-

копления и происходит смена карбонатных формаций пелаги-

ческими бескарбонатными. Иными словами, карбонатная фор-

мация, располагающаяся в основании разреза глубоководных

котловин по происхождению — формация срединного хребта,

а покрывающие ее бескарбонатные—формации собственно

глубоководных котловин. Подобное раздвижение устанавлива-

ется и по омоложению карбонатных формаций по мере при-

ближения к срединно-океаническим хребтам.

Одно из важнейших направлений дальнейшего развития

учения о формациях — выяснение вопроса о соотношении фор-

маций океанического и континентального секторов Земли. Oco-

340