Все о геологии :: на главную страницу! Геовикипедия 
wiki.web.ru 
Поиск  
  Rambler's Top100 Service
 Главная страница  Конференции: Календарь / Материалы  Каталог ссылок    Словарь       Форумы        В помощь студенту     Последние поступления
   Геология >> Общая и региональная геология | Диссертации
 Обсудить в форуме  Добавить новое сообщение

Карбонатные платформы в ордовикско-силурийских окраинных и эпиконтинентальных бассейнах Северной Евразии седиментологические и тектонические аспекты эволюции.

Чехович Петр Андреевич
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
содержание

Обоснование защищаемых положений.

1. Метод аккомодационных диаграмм, представляет собой разновидность классического анализа мощностей, адаптированную к изучению мелководных карбонатных платформ. Он может эффективно применяться только при условии использования максимально дробных хроностратиграфических единиц зонального уровня. Использование короткопериодных циклических единиц при построении диаграмм чаще всего приводит к неадекватным результатам. Для надежной корреляции циклических единиц (секвенций) в удаленных разрезах, выявления скрытых перерывов и для распознавания палеотектонических обстановок могут успешно применяться небиостратиграфические методы. Биостратиграфически датированные секвенции, имеющие изотопно- углеродные маркеры, могут быть глобально коррелируемыми. (Глава 1).

Определение, классификация, терминология

Собирательный термин <карбонатная платформа> широко применяется с начала 70-х годов для обозначения карбонатных последовательностей (секвенций), формировавшихся в широком спектре обстановок Он применялся также к любым седиментационным поверхностям, на которых отлагались мелководные карбонатные фации. Эти поверхности представлены разнообразными по морфологии профилями - от гомоклинального рампа (полого погружающейся в сторону бассейна поверхности с уклоном менее 1o, не имеющей перегиба) до окаймленного шельфа (плоской горизонтальной поверхности с резким перегибом в дистальной части). Морфологическая классификация карбонатных платформ к настоящему времени достаточно подробно разработана. Обстоятельные обзоры на эту тему имеются в большом количестве работ (Tucker, 1990; Wright, Burchette, 1996; Pomar, 2001a; Фортунатова, 1985; Кузнецов, 2000, 2003; Жемчугова и др., 2001). На примере ордовикских и силурийских отложений фациально-морфологическая типизация карбонатных платформ разработана для Прибалтики (Нестор, Эйнасто, 1977; Дронов, 2000), Подольского Приднестровья (Предтеченский и др., 1983; Соколов, Тесаков, 1984), Западного Урала и Приуралья (Шуйский, 1973; Патрунов, 1980; Живкович, Чехович, 1985; Антошкина, 1994; Жемчугова, 1998), Восточной Сибири (Тесаков и др., 2000, 2002). Классификации карбонатных платформ основаны на геометрических и морфологических характеристиках - размерах, форме седиментационного профиля, расположении относительно суши, эволюции во времени (погруженные платформы). При разработке классификаций важен и другой аспект, который связан с палеоклиматическими и палеогеографическими условиями, контролирующими морфологию карбонатных тел. Она, в частности, в существенной степени зависит от конфигурации материковых и/или островных окраин, их ориентировки относительно океанических и атмосферных течений и т.п.

Термином аккомодация обозначают объем пространства, доступного для осадконакопления, или, иначе - <эффективную вместимость> бассейна. Этот ключевой параметр постоянно меняется во времени с периодом от 0,1 до 100 млн. лет и вместе со скоростью привноса осадка, энергетикой среды, физическими свойствами обломочных частиц (гранулометрия и плотность) в конечном итоге определяет характер наслоения в разрезах и размещение фаций.

Формальное соотношение, которое обычно называют уравнением аккомодации для морского осадконакопления, связывает четыре переменные:

где VE - скорость повышения эвстатического уровня моря, Vsbs скорость тектонического погружения, Vsed - скорость осадконакопления, VW - скорость увеличения глубины воды.

Эвстатический уровень это теоретическая величина, определяемая как расстояние от центра Земли до поверхности океана. Этот уровень может испытывать квазипериодические колебания за счет изменения объема океанических бассейнов, объема воды в них, либо в результате вариаций формы геоида. Поверхность литосферы в силу многих причин также испытывает вертикальные перемещения. Их величина определяется как изменение расстояния от некоторого условно выбранного опорного уровня (например, от основания осадочной оболочки) до центра Земли. Расстояние от упомянутого опорного уровня до поверхности океана принято называть относительным уровнем моря, а все пространство, заключенное между этими двумя поверхностями, - пространством аккомодации. Сумма переменных в левой части уравнения (1) составляет скорость изменения аккомодации на данный момент времени. Переменные в правой части описывают то, какая часть этого пространства заполнена осадками, а какая - водой. При необходимости сюда может быть введена коррекция на уплотнение и изостатические эффекты. Значения для переменной Vsed определяются по оцениваются на основании данным анализа мощностей, а значения VW палеобатиметрического и фациального анализов. Важно, что обе переменные в левой части уравнения аккомодации являются неизвестными величинами и поэтому с формальной точки зрения оно не имеет единственного решения.

Динамика образования и перераспределения карбоната является одним из трех ключевых факторов, способных полностью (независимо от двух других - тектоники и эвстазии) контролировать формирование и заполнение аккомодационного пространства. Известны случаи, когда этот фактор сыграл доминирующую роль при смене секвенций третьего порядка и быстрой трансформации карбонатного рампа в окаймленный шельф (Pomar, 2001b; Ahr, 1989; Barnaby, Read, 1990; Sonnenfeld, Cross, 1993). При таких изменениях происходило замещение карбонатпродуцирующих бентосных группировок, когда биота, способная более эффективно заполнять аккомодационное пространство, вытесняла предшествующую, функционировавшую менее активно. Хорошим примером подобной ситуации являются самовоспроизводящиеся хардграунды в ордовикском бассейне Прибалтики (Рожнов, 1994; Rozhnov, 2001).

Анализ мощностей с помощью аккомодационных диаграмм

При исследовании циклически построенных мелководных карбонатных толщ помимо традиционных кривых погружения используются построенные в тех же координатах (время, мощность) аккомодационные диаграммы, или диаграммы Фишера (Fischer, 1964; Read, Goldhammer, 1988; Osleger, Read, 1991 и др.). Считается, что при соблюдении некоторых допущений такие графики моделируют вариации аккомодационного пространства, обусловленные эвстатическими колебаниями. При этом полагают, что длительность циклов и скорость погружения во всех разрезах постоянны (рис. 2). Проблема, однако, заключается в приемлемости этих допущений, поскольку реальная ситуация часто свидетельствует об обратном - циклы значительно варьируют по длительности, а темпы погружения не остаются постоянными во времени. Искажения, которые проявляются на аккомодационных диаграммах, построенных по мощностям циклитов, проанализированы в ряде работ (Boss, Rasmussen, 1995; Artyushkov, Chekhovich, 2003; Артюшков, Чехович, 2004 и др.). Этот анализ показал, что чаще всего рассматриваемый метод не позволяет адекватно выявлять эвстатические флуктуации. В лучшем случае можно предположить, что на диаграммах отражается так называемая частная аккомодация, обусловленная нестационарным характером карбонатонакопления или локальной тектоникой. К такому же выводу приводят и результаты модельных экспериментов, обзор которых представлен в главе 1 (Wilkinson et al., 1999; Burgess et al., 2001; Burgess, Wright, 2003).

Тем не менее, метод аккомодационных диаграмм оказался полезным и весьма информативным когда вместо элементарных циклитов для построения графиков аккомодации было предложено использовать наиболее дробные хроностратиграфические подразделения региональных и местных стандартных шкал - хронозоны (Артюшков, Чехович, 2004). Они обладают очевидными преимуществами перед циклическими единицами. Каждая из хронозон однозначно идентифицируется по таксономической характеристике и может быть надежно прослежена как по площади всего бассейна, так и за его пределами, вплоть до корреляции с глобальными стратотипами. Кроме того, хронозональные подразделения обладают заведомо одинаковым временным объемом на всей площади своего развития. Модифицированный метод аккомодационных диаграмм, использован в этой работе при анализе тектоно- седиментационного развития Восточно-Сибирского эпиконтинентального бассейна (глава 4).

Небиостратиграфические методы корреляции и некоторые региональные примеры

Изотопно-углеродные маркеры. Временной объем большинства секвенций, образующих палеозойские карбонатные платформы (1-3 млн. лет), как правило, находится на пределе биостратиграфического разрешения. Кроме того, они разделяются поверхностями перерывов, продолжительность которых достоверно почти никогда не определяется. Это означает, что секвенции, отложившиеся в промежутках между паузами, могут быть в действительности некоррелируемыми. Сказанное определяет необходимость поисков хемостратиграфических маркеров для межбассейновой корреляции. Наши исследования показали, что они могут быть выявлены с помощью изучения изотопного состава углерода в карбонатах. Короткопериодные вариации этого параметра контролируются глобальным океаническим балансом масс органического и карбонатного углерода и поэтому надежно датированные изотопные сдвиги вполне могут играть роль маркеров для межбассейновой корреляции секвенций третьего порядка. Секвенции, имеющие такие метки, по всей вероятности, можно считать глобально коррелируемыми.

В качестве примера могут быть приведены результаты, полученные при послойном изучении пограничного силурийско-девонского интервала в разрезах карбонатных платформ на западном склоне Урала (Чехович и др., 1989; 1990; Чехович, 1994). Позднее они подтвердились данными по другим регионам.

На Среднем Урале изученные разрезы относятся к двум различным типам карбонатных платформ - мелководной аккумулятивной литорали внутреннего шельфа и погруженной (относительно глубоководной) изолированной платформе (Живкович, Чехович, 1985). В разрезах аккумулятивной литорали в окрестностях г. Михайловска непосредственно над границей силур/девон зафиксирован необратимый положительный изотопный сдвиг, приуроченный к узкому 25-сантиметровому интервалу. Среднее значение δ13C в нижнелохковском интервале на 2 выше, чем в верхнепржидольском. В разрезах погруженной платформы нижнедевонский интервал также обогащен тяжелым изотопом. Изменение изотопного состава здесь имеет вид короткопериодного тренда с перепадом значений до 1,5 (рис. 3).

Таким образом, изотопный сдвиг на границе силура и девона одинаково отчетливо проявлен как в литоральной, так и в бассейновой фации. Это следует расценивать как подтверждение тезиса о широкомасштабности процесса, регулировавшего изотопный состав углерода в карбонатных осадках, и тем самым констатировать хорошие перспективы использования соотношения 13С и 12С в целях стратиграфической корреляции. Полученные изотопов результаты согласуются со статистическими данными по одновозрастным карбонатным породам из различных регионов мира, согласно которым модальные значения δ13C для девонских известняков и доломитов, как минимум, на 1 превышают величины этих параметров для силурийских карбонатов. Имеются, следовательно, веские основания предполагать, что событие, вызвавшее этот изотопный эффект, носило глобальный характер. Это подтвердили исследования, проводившиеся позднее на Полярном Урале (Yur'eva et al., 2002), в Баррандиене (Hladikova et al., 1997), на островах Канадского арктического архипелага (Marss et al., 1998, см. рис. 3).

Природу изотопного сдвига на границе силура и девона можно, объяснить, исходя из общепризнанного положения о том, что утяжеление изотопного состава углерода обусловлено увеличением темпов изъятия из углеродного цикла (т.е. захоронения в осадках) изотопно-легкого органического углерода. Силурийско-девонский рубеж ознаменован значительным увеличением общей площади континентов. С этого момента, согласно известным геохимическим моделям (Berner et al., 1983; Scholle, Arthur, 1980), должны были резко активизироваться процессы химического выветривания и вынос органического вещества в океан. Последний фактор, возможно, особенно важен в случае рассматриваемой границы, так как с ней связано массовое появление первых наземных сосудистых растений, благодаря которым в цикл углерода была включена лигнинсодержащая органика, устойчивая к разрушению бактериями. В результате объем и скорость захоронения Сорг должны были возрасти, и возникший в связи с этим дефицит изотопа 12С вызвал наблюдаемый эффект.

Изотопно-углеродные маркеры установлены и в других интервалах региональных разрезов. Их характеристика приведена в соответствующих главах работы (главы 2 и 3).

Выявление скрытых перерывов. Использование данных по изотопному составу углерода в карбонатах представляет также интерес и для диагностики скрытых перерывов. Многие стратиграфические рубежи фанерозоя в частных разрезах отмечены локальными минимумами с амплитудой до 1,5-2 и более. Их природа трактуется по-разному - минимумы связывают либо с кратковременными эпизодами распреснения (Orth et al., 1986), либо со скачкообразными вариациями биомассы, которые происходят при внезапном исчезновении вымирающих биоценозов и их замещении вновь появляющимися (Magaritz, 1989). Второй вариант подразумевает действие хорошо известной и глобально проявленной связи биомассы и экзогенного цикла углерода (Garrels, Lerman, 1984). Согласно этой модели, локальные минимумы в изотопно- углеродной летописи, отвечающие эпизодам вымирания, отражают ситуацию, когда биомасса (основной резервуар органического углерода) минимальна, а близповерхностные воды обогащаются легким изотопом благодаря резкому увеличению скорости окисления органического углерода на шельфе.

Ключевое значение для диагностики скрытого несогласия имеет то обстоятельство, что структура биотических кризисов, с которыми ассоциируются стратиграфические рубежи, имеет ступенчатый характер. Благодаря этому минимум биомассы достигается не в момент появления новой фауны, по которому проводится граница, а несколько позднее, когда скорость сокращения биомассы старых таксонов сравняется со скоростью появления новых (Magaritz, 1989). В связи с этим минимум на изотопной кривой должен располагаться несколько выше стратиграфической границы (рис. 4). Это действительно наблюдается в тех случаях, когда она носит постепенный характер. Если же такой задержки не фиксируется, то можно предполагать, что значительная часть перехода в разрезе отсутствует.

Примером может служить рассмотренный выше пограничный силурийско- девонский интервал на западном склоне Среднего Урала. Геохимическое изучение пограничных отложений выявило непосредственно на рубеже силура и девона резкие аномалии в значениях ряда параметров (рис. 5), что заставило усомниться в согласном характере этой границы (Чехович, 1994). Четко выраженный локальный минимум на кривой δ13C, занимающий по мощности чуть более 20 см, располагается непосредственно выше полуметрового интервала, внутри которого, судя по распределению остатков позвоночных и раковинной фауны, должна находиться граница силур/девон. Это означает, что в изученном разрезе силурийско-девонский рубеж отмечен существенным перерывом, объем которого может соответствовать как минимум одной биостратиграфической зоне. Имеются также независимые свидетельства перерыва (Чехович, 1994).

Детальное изучение Кожимского опорного разреза на Приполярном Урале также позволило выявить литологические (Опорные разрезы , 1983; Жемчугова и др., 2001) и изотопно-геохимические (Yur'eva et al., 2002) признаки перерыва, совпадающего с границей силур/девон. В частности, вариации изотопного состава углерода в известняках пограничного интервала в разрезе <Кожим-236> (см. рис. 3) идентичны описанным выше вариациям в разрезах Среднего Урала.

Изучение редкоземельных спектров. Инертность редкоземельных элементов обусловливает их способность накапливаться в осадках практически в тех же концентрациях, в которых они содержались в исходных породах. Именно поэтому спектры РЗЭ для постархейских отложений характеризуются исключительным однообразием, отражающим состав верхней части континентальной коры. Если же осадки характеризуются аномальными спектрами, то они могут являться геохимическими маркерами, а в определенных случаях - индикаторами, указывающими на палеотектоническую обстановку, поскольку в таких осадках задокументированы прямые сведения об эволюции состава пород-источников и (или) об относительной роли разнотипных питающих провинций.

Погруженные карбонатные платформы Среднего Урала включены в состав тектонически перемещенных единиц внешней складчатой зоны, образованных формациями зилаиро-лемвинского (склон пассивной окраины) и тагильского (островная дуга) типов. (Живкович, Чехович, 1985). В такой ситуации оказывается проблематичным определение палеотектонической природы погруженных карбонатных платформ. В процитированном выше источнике (как, впрочем, и в ряде других) считалось, что они принадлежат пассивной окраине. Выяснилось, однако, что в хондрит-нормализованных спектрах <петельчатых> известняков, слагающих погруженные платформы на Среднем Урале, отсутствует Eu-минимум (рис. 6), наследуемый от исходных магматических пород. Для верхнесилурийского интервала отмечается даже обогащение европием. В отличие от этого спектры, полученные для окружающих сланцев, имеют четкие Eu-минимумы.

Столь кардинальное различие РЗЭ-спектров <петельчатых> известняков и вмещающих сланцев имеет ключевое значение для палеотектонических интерпретаций. Отчетливый Eu-минимум в спектрах сланцев - несомненное свидетельство их происхождения за счет континентальных источников, которым изначально присущ дефицит европия. Это согласуется с традиционной палеотектонической трактовкой зилаиро-лемвинских фаций как отложений пассивной континентальной окраины. Иначе обстоит дело с <петельчатыми> известняками. Судя по составу РЗЭ, содержащийся в них алеврито-глинистый материал, безусловно, имеет андезитовую природу, что ставит под сомнение принадлежность погруженных карбонатных платформ к пассивной окраине. Своего рода <геохимическая несовместимость> известняков с вмещающими сланцами находит объяснение в меланжевой природе заключающей их тектонической единицы, в которой перемешаны фрагменты, по меньшей мере, двух разнотипных (но одновозрастных) бассейнов - пассивной окраины и островной дуги.

2. Основной механизм формирования высокочастотных циклитов, связан с особенностями функционирования самих карбонатообразующих систем. Он постоянно находился под воздействием внешних факторов (тектоники, гляциоэвстазии, других крупномасштабных палеоокеанографических процессов и событий), которые кардинальным образом нарушали упорядоченный характер циклических последовательностей, вследствие чего элементарные циклы не обладают регулярной периодичностью. В результате большинство последовательностей не имеет широкого латерального распространения, и они не могут коррелироваться на больших расстояниях. Вместе с тем, в разрезах ордовикско-силурийских карбонатных платформ имеется ограниченное количество короткопериодных циклических единиц, пользующихся чрезвычайно широким, а иногда и глобальным распространением. (Главы 1, 2 и 4).

Высокочастотные циклы метрового масштаба (<парасеквенции>) являются главным составным элементом в процессе формирования разрезов карбонатных платформ (Grotzinger, 1986). Эти циклы весьма разнообразны по литологическим характеристикам (Щербаков, Мельников, 1976; Патрунов, 1980; James, 1984 и др.), но в подавляющем большинстве случаев они образуют одни и те же регрессивные, или <мелеющие> (upward-shallowing) последовательности. Цикл начинается подъемом относительного уровня воды, которое предваряет мелководное нижнеприливное (subtidal) осадконакопление, сменяется межприливным и затем надприливным отложением осадков, после чего завершается фазой нулевого осадконакопления, которое оставляет в разрезе поверхность перерыва. Регрессивный цикл и завершающий его перерыв являются ключевым признаком цикла аккомодации. (Чтобы избежать неопределенности, термин <цикл> целесообразно использовать для аккомодационного процесса, а <циклитом> будем называть породы соответствующего фрагмента разреза). Последовательное наслоение элементарных циклитов, различающихся по мощности, образует более продолжительные аккомодационные циклы. Существуют, впрочем, и более мелкие циклические элементы, такие, как приливные ламины, которые могут встраиваться в элементарный циклит (Hardie, Ginsburg, 1977).

Примером типичного <аккомодационного> цикла с хорошо выраженной <супралиторальной покрышкой> может служить фрагмент поздневенлокской последовательности Восточной Прибалтики. Детали его строения представлены на рис. 7.

Принято считать, что карбонатные циклы аккомодации отражают реакцию уровня моря на вариации орбитальных параметров Земли или климатические изменения (циклы Миланковича). Хорошо известно близкое согласование во времени орбитальных изменений и изотопного состава абиссальных известковых осадков плейстоценового возраста (Hays et al., 1976; Berger, 1980). Считается, что такая связь способна обеспечить создание временной шкалы, с разрешением до десятков тысяч лет.

Для этого необходимо выяснить природу высокочастотных циклов, ответив на два ключевых вопроса: 1) какова продолжительность индивидуального регрессивного цикла? и 2) может ли эта величина варьировать от цикла к циклу? При этом необходимо строго различать время, зафиксированное в осадочной летописи цикла, временной объем терминального перерыва (хиатуса), а также сумму обоих этих величин - чистое физическое время, характеризующее периодичность движущего процесса. Поскольку на практике датированные уровни никогда не совпадают с границами циклов, можно оценивать лишь их среднюю продолжительность. Значимость таких оценок невелика без независимых подтверждений того, что циклы обладают регулярным периодом. Выше, однако, уже отмечалось (с. 13), что реальная ситуация свидетельствует об обратном. Подтверждение этому следует из анализа аккомодационных диаграмм, построенных по элементарным циклитам. На рис. 8 представлены диаграммы для пяти районов Восточной Сибири. В каждом районе они охватывают временной интервал, когда осадконакопление происходило в условиях крайнего мелководья (палеоглубины не более 10 м). Нетрудно видеть, что диаграммы на рис. 8 сильно различаютсямежду собой. В типовом разрезе Моркокинского района на строго датированном интервале аэрон телич (средний и верхний лландовери) продолжительностью ~11 млн. лет насчитывается 59 элементарных циклитов. Средняя продолжительность соответствующих циклов составляет в таком случае 0,19 млн. лет. В венлоке и лудлове на протяжении ~9 млн. лет выделяются 22 элементарных циклита со средней продолжительностью, примерно вдвое большей - 0,41 млн. лет. Это означает, что средняя продолжительность элементарных циклов изменялась во времени. В венлокском интервале диаграммы для Мойеронского, Моркокинского и Нюйско-Березовского районов включают соответственно 59, 14 и 29 циклов. Следовательно, продолжительность элементарных циклов была неодинаковой также и на синхронных интервалах в разных областях. Данные по венлокскому интервалу для Балтийско-Приднестровского бассейна демонстрируют такие же существенные расхождения (рис.9).

Сказанное означает, что элементарные циклы в разрезах ордовикско- силурийских карбонатных платформ не обладают регулярной периодичностью, в силу чего корреляционный потенциал образуемых ими последовательностей, как правило, чрезвычайно низок. Отсюда же вытекает существенное ограничение метода аккомодационных диаграмм - с его помощью невозможно оценить ни временной объем терминальных хиатусов, ни, тем более, объем возможных пробелов внутри самих циклитов. Впрочем, и в частных стратиграфических разрезах датированные уровни почти никогда не могут указывать на продолжительность терминального хиатуса и поэтому единственное, что остается сделать - это обратиться к анализу результатов компьютерного моделирования.

Многочисленные данные по современным обстановкам показывают, что карбонатонакопление реализуется как результат сложного взаимодействия биогенных и физических процессов. Последние включают субаквальную эрозию, транспортировку приливными и волновыми течениями и переотложение карбонатного материала (глава 1, разделы 1.1.3 1.1.4.). Одно из выражений упомянутого взаимодействия - мозаичное распределение обстановок с различными режимами и темпами карбонатонакопления. Поверхность голоценовых литоральных платформ представляет собой <лоскутное одеяло> из частых и незакономерно перемежающихся участков, занятых зарослями водорослей (<подводными лугами>) и чистыми карбонатными песками. На приподнятых участках локализуются максимально продуктивные обстановки интенсивно заселяемые эпибионтами и другими скелетными формами. Здесь же листьями и корневищами водорослей улавливается и фиксируется большое количество тонкого осадка. Эти литотопы испытывают воздействие волновой активности, частично разрушаются и поставляют материал на прилегающие участки, где он подвергается растворению и микритизации (Wanless, 1981; Belperio et al., 1984; Walker, Diehl, 1985; Perry 2000; Rozhnov, 2001 и др.).

Изучение подобных примеров мозаичного распределения обстановок побудили исследователей к построению адекватных моделей, которые позволили бы оценить полноту осадочной летописи карбонатных платформ. Б.Уилкинсон с соавторами (Wilkinson et al., 1999) предложил метод, описывающий площадное распространение областей карбонатообразования in situ. На каждом временном отрезке контролируемое глубиной образование карбоната ограничено окружностью. Ее центр скачкообразно перемещается по модельной сетке случайным образом, а размеры участков карбонатообразования задаются радиусом, изменяющимся по экспоненциальному закону. Этот модельный процесс отражает эмпирически выявленное ранее статистическое распределение мощностей обмеляющихся парасеквенций. Таким образом, локализация карбонатообразования на площади представлена как функция случайно распределенных значений координат.

П. Берджесс и В. Райт (Burgess, Wright, 2003) добавили в мозаичную модель Б. Уилкинсона еще один фактор, влияющий на карбонатонакопление - перенос материала по площади, и попытались исследовать формирование самоорганизующихся <мелеющих> парасеквенций, в рамках модели приливной зоны Р.Гинзбурга с проградирующими в сторону бассейна островами и побережьем (Ginsburg, 1971). Определяемыми параметрами являлись мощность парасеквенций, их латеральное распространение, сложность строения, стратиграфическая полнота и характер распределения седиментационных пауз в разрезе. Модель сочетала в себе совместное действие упорядоченных и случайных процессов, ответственных за формирование граничных поверхностей внутри парасеквенций и между ними.

Стратиграфическая полнота смоделированных парасеквенций оказалась наименьшей в тех экспериментах, в которых учитывалось мозаичное распределение обстановок, а направление и скорость переноса материала задавались в качестве переменных величин. Она характеризовалась высокой изменчивостью по латерали и колебалась в пределах от 20 до 40%. При отсутствии переноса в качестве действующего фактора полнота смоделированного разреза повышалась до 60% (при этом сохранялась изменчивость значений), а при отсутствии мозаичного распределения полнота составила примерно 50% и практически не менялась по площади. По характеру распределения перерывов в разрезе все смоделированные парасеквенции разделились на две группы. В одной из них все суммарное время перерывов приходилось на границы парасеквенций, в другой, несколько более многочисленной, от 17 до 26% пропущенного времени было заключено внутри парасеквенций. Полнота разреза практически не зависела от скорости погружения в экспериментах без переноса материала, но с учетом этого фактора она возрастала по мере увеличения скорости погружения и сокращалась при увеличении скорости переноса.

Наиболее важные результаты рассмотренного примера моделирования сводятся к следующему.

1. Модельные параметры, учитывающие мозаичное распределение обстановок, переменный характер эрозии и переноса материала являются безусловным упрощением по сравнению с реальной ситуацией. Но даже такая упрощенная модель генерирует парасеквенции со сложной структурой и сложными соотношениями в разрезе и по латерали.

2. Простые хорошо упорядоченные циклические последовательности создаются только за счет самоорганизующихся процессов, свободных от внешних воздействий.

3. Сочетание идеальных автоциклических моделей с системами, испытывающими внешнее воздействие, значительно усложняет упорядоченный характер разреза, иногда стирая его полностью, создает парасеквенции, крайне неустойчивые в латеральном направлении, содержащие внутри себя большое количество эрозионных поверхностей. Это обстоятельство имеет фундаментальное значение для корреляции мелководных карбонатных последовательностей при изучении обнажений, скважин и сейсмических профилей.

Рассмотренная модель может быть проиллюстрирована на конкретном примере, демонстрирующем мозаичный характер распределения литофаций и дисперсные несогласия в трансгрессивной части лудловской секвенции Западно-Уральского бассейна (рис. 10; кубинская свита, Средний Урал, глава 4). Наибольшее количество поверхностей перерывов зафиксировано здесь в литофациальных разновидностях, связанных с понижениями в мезорельефе, тогда как склоновые и биогермные литофации признаков перерывов не содержат. Анализ списочного состава ископаемых остатков (брахиоподы, позвоночные) показывает, что во всех частных разрезах, относящихся к межбиогермным понижениям, имеется пробел в биозональных последовательностях. Здесь отсутствуют, в частности, зональная форма Phlebolepis ornata, датирующая нижнюю часть горстийского яруса в Балтоскандии (Nestor, 1994), и брахиоподовая зона Greenfieldia uberis, которая отвечает этому же интервалу и зафиксирована во всех более северных частях Западно-Уральского бассейна. Можно говорить, таким образом, о наличии в трансгрессивной части лудловской секвенции на Среднем Урале дисперсного несогласия, соответствующего большей части горстийского яруса (временной пробел не менее 1 млн. лет).

3. Анализ мощностей с использованием аккомодационных диаграмм и региональных схем зонального стратиграфического расчленения для Восточно-Сибирского эпиконтинентального бассейна показал, что немонотонное погружение коры являлось главным фактором, контролировавшим распределение мощностей хроностратиграфических единиц в разрезах ордовикских и силурийских карбонатных платформ. Вклад эвстатического фактора в вариации палеоглубин был незначительным. Согласно оценкам, подтвержденным численным моделированием седиментационного процесса, амплитуда эвстатических колебаний длительностью от 1 до 3 млн. лет в силурийское время не могла превышать 15-20 м. Близкие оценки получены для ордовикского периода. Амплитуды вертикальных тектонических движений превышали возможные эвстатические флуктуации на порядок величины. (Глава 4)

Ордовикско-силурийские отложения представляют собой верхнюю часть вендско-нижнепалеозойской мегасеквенции, отвечающей крупному тектоно- седиментационому этапу (~600 410) млн. лет) в развитии чехла Сибирского кратона (Малич и др., 1977; Сурков и др., 1998; Хаин, 2001). На большей части площади бассейна (севернее широтных отрезков Ангары и Лены) ордовикские и силурийские отложения представлены преимущественно карбонатными фациями и разделены поверхностью эрозионного несогласия. На юге, в пределах Ленской, Прибайкальской и Ангаро-Илимской фациальных зон, где переход от ордовика к силуру происходит преимущественно в прибрежно- мелководных карбонатно-терригенных и терригенных фациях, такого несогласия не наблюдается.

Современная изученность ордовикских и силурийских отложений Сибирской платформы характеризуется исключительно высокой степенью детальности (Тесаков и др., 2000; Тесаков и др., 2003). Многолетние усилия большого коллектива геологов привели к выделению региональных и местных стратиграфических подразделений для всех фациальных районов, составлению послойных описаний и схем корреляции разрезов, атласов микролитотипов, установлению систематического состава всех основных групп органического мира. Данное обстоятельство позволяет на принципиально новом уровне проанализировать тектоно-седиментационную историю крупного эпиконтинентального бассейна площадью более 2 млн. кв. км. на отрезке продолжительностью ~ 70 млн. лет.

Ордовик

Региональная шкала ордовика Сибирской платформы (Тесаков и др., 2003) включает 52 региональные хронозоны и тринадцать горизонтов, большая часть которых имеет официальный статус (Решения , 1983) и утверждена МСК России.

На северо-западе области (бассейны рек Кулюмбе, Омнутах, Хета, Маймеча), где в разрезе особенно велика доля карбонатных пород, мощность ордовика достигает 1300 м (Тесаков и др., 2003). С конца кембрия до начала среднего карадока осадки накапливались здесь в верхней, почти плоской, части мелководного открытого шельфа и в полуизолированных лагунах на глубинах до 10 м. На это указывают широкое распространение пестроцветных обломочных и мелкозернистых известняков, загипсованных первичных доломитов и доломитовых мергелей (домеритов), характерных для крайне малых глубин прибрежной полосы. В доломитах и домеритах часто встречаются трещины усыхания, образующиеся при кратковременном осушении в приливно-отливной зоне. О крайне малых глубинах свидетельствует также широкое развитие пластовых и биогермных строматолитов, оолитовых и ооидных известняков. Биота характеризуется невысоким разнообразием (брахиоподы, трилобиты и гастроподы) и угнетенным обликом. В начале карадока здесь началось углубление бассейна, но более молодые шельфовые осадки были размыты в результате поднятия в позднем ордовике. В целом разрезы характеризуется цикличным строением, однако из послойных описаний видно, что количество элементарных циклов на синхронных интервалах заметно варьирует от пункта к пункту (Ордовик Сибирской платформы , 1982; Тесаков и др., 2003).

Анализ диаграмм аккомодации для 30 нижних хронозон ордовика (рис. 11) показывает, что на протяжении 25 млн. лет, соответствующих этому интервалу разреза, имеются рубежи, на которых мощности хронозон испытывали резкие изменения. На интервалах между этими рубежами, относительные изменения мощностей невелики. В такие периоды скорость изменения аккомодации va и временной объем хронозон tхз были практически постоянными. В обстановках мелководных карбонатных платформ аккомодация полностью компенсируется карбонатонакоплением и поэтому мощность хронозоны hхз (в отличие от мощности элементарного цикла) может быть аппроксимирована как линейная зависисмость:

Величины va и tхз контролируются не взаимосвязанными определяется темпами процессами: tхз эволюционного изменения (или замещения) руководящих таксонов и, возможно, их общим количеством в типовой ассоциации видов (Escarguel, Bucher, 2004), а скорость изменения в каждом районе аккомодации va определяется типичным для него режимом погружения и изменением эвстатического уровня моря, одинаковым для всех рассматрива- емых районов. По этой причине синхронное и сбалансированное изменение двух величин, которое могло бы сохранить неизменной мощность хронозон, крайне маловероятно. При постоянной скорости изменения аккомодации va, изменение временного объема хронозон tхз, одинаковое для всех районов, должно приводить к одинаковому изменению мощности хронозон, чего в действительности не происходит (Артюшков и др., 2007). Это означает, что на данных рубежах происходили резкие изменения мощностей хронозон, резко изменялись не временной объем хронозон tхз, а скорость обусловленные быстрыми изменениями скорости изменения аккомодации va, причем эти изменения происходили на очень коротких интервалах, не превышавших по длительности объема хронозон, в разных районах были существенно различными и, следовательно определялись преимущественно тектоникой, а не эвстатическими колебаниями. Таким образом, на всем интервале хронозон 1-30 (25 млн. лет) их продолжительность была примерно постоянной и в среднем составляла около 0.8 млн. лет, тогда как скорость погружения коры изменялась весьма существенно. Эти изменения накладывались на общее погружение коры, которое в Норильском и Игарском районах составило более километра за 25 млн. лет.

Разрезы крайне мелководных отложений имеются также в Иркутском амфитеатре и в Ленской фациальной зоне (Каныгин и др., 1989; Ордовик , 1984). Большинство из них включают верхний кембрий и ордовик вплоть до среднего карадока. Кембрийские терригенные осадки накапливались в засоленной лагуне, сообщавшейся с располагавшимся к северу мелководным бассейном с нормальными морскими условиями. Многочисленные трещины усыхания и слепки кристаллов соли указывают на частое кратковременное осушение дна, находившегося на глубинах в несколько метров. С начала ордовика на всей территории установились нормальные морские условия, которые без значительных перерывов сохранялись до раннего карадока. В тремадоке здесь преобладали карбонаты (устькутская свита). О крайне малых глубинах и близости к побережью свидетельствуют широкое развитие строматолитов, в том числе строматолитовых биогермов, сферолитов и оолитов, а также обогащение терригенной составляющей осадков тяжелыми минералами, что характерно для пляжевой обстановки. На активную гидродинамику в крайне мелководном бассейне указывают горизонтально- волнистая, линзовидная и косая слоистость, а также многочисленные микроразмывы и окатыши глинистых пород.

Средняя скорость погружения коры была весьма низкой, особенно в Ленской зоне и на севере Иркутского амфитеатра. Судя по послойным описаниям тремадокского интервала на р. Нюя (Каныгин и др., 1989), она не превышала 20 м/млн. лет. Данные по другим разрезам демонстрируют еще более низкие скорости. Переход от терригенного кембрия к карбонатному ордовику здесь всюду постепенный. Чаще всего он выражен в виде переслаивания пестроцветных терригенных и карбонатных пород на интервале мощностью в несколько метров, что ставит под сомнение вывод о глобальном характере эвстатического события, с которым часто отождествляют этот рубеж.

То же можно сказать и о границе тремадок/арениг. В Ленской зоне крайне мелководное карбонатное осадконакопление продолжалось до среднего карадока. В Иркутском амфитеатре с начала аренига карбонатные обстановки постепенно сменяются терригенными с преобладанием мелко- и среднезернистых песков, алевритов и глин. О крайне малых глубинах в обеих областях свидетельствуют невысокое разнообразие и малочисленность бентосных сообществ, а также обилие зарывающихся организмов (беззамковые брахиоподы - лингулиды, оболусы и др.) На рубеже тремадока и аренига нет никаких следов субаэрального перерыва, что указывает на отсутствие на данном рубеже заметного эвстатического события. Исключение представляет Илимский район в Иркутском амфитеатре, где к этому уровню приурочены образование карста и коры выветривания. Субаэральный перерыв был здесь, очевидно, связан с локальным поднятием коры. С середины карадока скорость погружения коры резко возросла, и по всей области дно моря погрузилось ниже базиса штормовых волн (>= 50 м).

Данные по Восточной Сибири не содержат никаких явных свидетельств крупных эвстатических событий в первой половине ордовика. В это время на северо-западе Восточной Сибири осадконакопление происходило на глубинах до 10 м. Отсутствие субаэральных перерывов указывает на то, что амплитуда флуктуаций уровня моря с резкой регрессивной фазой в данную эпоху не превышала этой величины. Для более точной оценки максимально возможных амплитуд флуктуаций гармонического вида Е.В. Артюшковым был предложен метод численного моделирования (Артюшков, Чехович, 2002). С его помощью на материале по Маймечинскому району, где скорость погружения коры была относительно невысокой, показано, что для событий продолжительностью от 1 до 3 млн. лет (циклы 3-го порядка) значения максимальных амплитуд находится в пределах от 17 до 28 м (Артюшков и др., 2007). Это намного меньше амплитуд ~ 100-200 м, предполагаемых для рассматриваемой эпохи.

Силур

Региональный стандарт силура для Восточной Сибири (Тесаков и др., 2000), включает шесть горизонтов (региональных ярусов), 13 подгоризонтов и 54 региональные хронозоны, с которыми сопоставлена биохронологическая последовательность по граптолитам, конодонтам, брахиоподам, табулятам, строматопоратам и остракодам. Этот региональный стандарт увязан как с местными стратиграфическими подразделениями по пятнадцати фациальным районам Восточно-Сибирского эпиконтинентального бассейна, так и с единицами глобальной шкалы.

После субаэрального перерыва на рубеже ордовика и силура в северной и центральной частях Восточно-Сибирского бассейна в течение 1-2 млн. лет сформировалась обширная впадина с обстановками глубокого шельфа. В ней на глубинах не менее 120 м накапливались тонкие терригенные илы, а бентосные группировки были полностью лишены элементов эвфотической биоты и представлены специфическими брюхоногими моллюсками, редкими брахиоподами и трилобитами (Тесаков и др., 1985). На окраинах бассейна - в Илимском и Балтуринском районах на юге и Нюйско-Березовском районе на юго-востоке мелководное морское осадконакопление было непрерывным. Здесь преобладали обстановки прибрежной отмели и лагуны с глубиной воды не более 10 м. (Тесаков и др., 2000). По мере заполнения впадины осадками происходило ее обмеление. К началу венлока глубина не более 10 м была уже характерна для большей части бассейна. Лишь в его узкой осевой зоне дно моря оставалось ниже базиса нормальных волн на глубине 20 30 м.

Детальные палеобатиметрические и фациальные кривые, построенные для нескольких типовых районов Восточно-Сибирского бассейна (Тесаков и др., 1985; Артюшков, Чехович, 2002), а также фациально-палеогеографические схемы для последовательных этапов развития бассейна (Тесаков и др., 2000) показывают, что на протяжении всего силура здесь всегда существовали обширные области мелководного карбонатонакопления. Cкорости осадконакопления на этих участках не превышали 20 м/млн. лет. В таких условиях высокоамплитудные изменения уровня Мирового океана за 1-3 млн. лет исключаются (Артюшков, Чехович, 2000), поскольку повышение базиса нормальных волн более чем на 10 м приводит к резкой смене обстановок и легко диагностируется в разрезе по ассоциациям бентосной биоты и структуре осадков. Понижение уровня океана на >= 20 м сопровождалось бы осушением дна и значительным размывом. Следов таких событий внутри силурийского разреза нигде не отмечается. Отсюда следует, что в это время эвстатические флуктуации с периодами 1-3 млн. лет не могли превышать 20 м. Более точные оценки максимально возможных амплитуд, основанные на численном моделировании, учитывают конечную скорость погружения коры и постседиментационное уплотнение осадков (Артюшков, Чехович, 2002). Они также подтверждают этот вывод.

Относительный вклад возможных эвстатических флуктуаций и тектонического погружения в общее изменение аккомодационного пространства можно ценить с помощью диаграмм, построенных по мощностям наиболее мелководных хронозон силурийских разрезов Восточной Сибири. По форме эти диаграммы четко разделяются на два типа (рис. 12).

Субгоризонтальные графики с малыми отклонениями от горизонтальной оси (не более 5 10 м) характерны главным образом для районов, тяготеющих к юго-западному флангу бассейна. Согласно общепринятой интерпретации, это означает, что в позднем силуре скорость погружения коры в указанных областях была почти постоянной, а флуктуации уровня океана не превышали 5- 10 м. Диаграммы для районов, расположенных к северо-востоку от оси простирания бассейна (Мойеронский, Моркокинский, Нюйско-Березовский и некоторые другие) включают подъемы и спады с амплитудами до 70-80 м продолжительностью 5-10 млн. лет. Эти отклонения квазисинхронны, но их амплитуды различаются в несколько раз. Такие различия указывают на то, что отклонения диаграмм были обусловлены изменениями скорости погружения коры, а не эвстатическими флуктуациями. Таким образом, можно сделать вывод о том, что в разных частях Восточной Сибири происходили квазисинхронные ускорения и замедления погружения коры, интенсивность которых сильно варьировала по площади.

Для объяснения таких движений коры в платформенных областях было предложено несколько механизмов. Один из них связывает вертикальные движения коры с изменением сил, действующих вдоль литосферного слоя (Artyushkov, 1974; Cloetingh et al., 1985; Nikishin et al., 1996). Предполагается также, что знакопеременные движения коры на платформах могут быть обусловлены перестройкой течений в нижележащей мантии. Это происходит, когда зоны субдукции переориентируются по отношению к платформе, и литосфера начинает отклоняться от равновесного положения (Hager, Clayton, 1984; Burgess et al., 1997).

В качестве еще одного варианта предлагается подъем из глубины к подошве литосферы небольших флюидосодержащих плюмов (Artyushkov et al., 1991; Артюшков, 1993). На начальной стадии он обеспечивает слабое изостатическое поднятие литосферного слоя. Инфильтрация малого объема флюида в нижнюю кору приводит затем к резкому ускорению перехода габбро в более плотные гранатовые гранулиты с быстрым погружением коры. Таким образом, можно, по-видимому, объяснить поднятие основной части Восточной Сибири на рубеже ордовика и силура с последующим быстрым погружением в начале лландовери (Артюшков, Чехович, 2004). Применимость этих и некоторых других механизмов к конкретным поднятиям и погружениям коры на платформах рассмотрена в главе 6.

4. Сравнительный анализ схем региональной цикличности для трех крупнейших разнотипных бассейнов карбонатонакопления Северной Евразии - Балтийско-Приднестровского, Западно-Уральского и Восточно-Сибирского показывает, что общий тренд в последовательностях циклов третьего порядка отсутствует. В пределах каждого из бассейнов циклы третьего порядка контролировались регионально-тектоническими факторами. Исключение составляет отрезок времени в конце ордовика продолжительностью приблизительно 2 млн. лет (446-444 млн. лет), когда уровень океана, по меньшей мере, дважды понижался в результате осцилляций ледникового щита в Гондване. (Глава 5).

Рассматриваемые в работе карбонатные платформы принадлежат к принципиально различным геодинамическим типам континентальных бассейнов (таблица).
Таблица. Сравнительная характеристика ордовикско-силурийских бассейнов
Бассейн и его размеры в планеГеодинамическая обстановкаФундамент бассейна
возрастМощность коры, км1
Балтийско- Приднестровский ~ 300 км в ширину1. Внутрикратонный эпиконтинентальный бассейн (ранний - средний ордовик)Палеопротерозой, 1,85-1,7 млрд. лет 45
2. Форланд перед фронтом Германско-Польских каледонид (поздний ордовик силур)
Западно-Уральский; ~50 500 км в ширинуПассивная окраина БалтикиПалеопротерозой, 2,6-2,5 млрд. лет;41 43
Восточно-Сибирский; ~ 1200 км в ширинуВнутрикратонный эпиконтинентальный бассейнПалеопротерозой 1,9-1,8 млрд. лет;,40 43
1 Kozlovskaya et al., 2002 (Прибалтика); Tryggvason et al., 2001; Friberg et al., 2000 (Урал); Pavlenkova et al., 2002 (Восточная Сибирь).

Балтийско-Приднестровский бассейн подстилается кристаллическим фундаментом палеопротерозойского возраста, сложенным Западно-Литовским гранулитовым комплексом и обрамляющими его террейнами Свеко-Феннского орогенного пояса (Gorbachev, Bogdanova, 1993; Poprawa et al., 1999; Soesoo et al., 2004). Осадочное выполнение бассейна представлено тремя мегасеквенциями - верхневендско-нижнепалеозойской, девонско- каменноугольной и пермско-мезозойской. Они разделены региональными несогласиями, а в южной части бассейна перекрыты маломощным чехлом кайнозойских отложений. Верхневендско-нижнепалеозойские слои подвергались размыву на протяжении большей части девона, в карбоне и перми, в результате чего площадь их первоначального распространения значительно сократилась. На северо-западе (в акватории Балтики) и севере бассейн имеет эрозионное ограничение по подошве нижнего палеозоя и венда, а на юге и юго-западе ограничен Трансевропейской сутурной зоной (зоной Тейсейра-Торнквиста). В районе Белостока бассейн разделен на две части выступом фундамента - Белорусско-Мазурским поднятием. Фациальные пояса бассейна огибают здесь указанный выступ и протягиваются далее на юго- восток вдоль Трансевропейской сутуры в Подольское Приднестровье и Молдавию. Северная часть бассейна приурочена к Балтийской синеклизе, а его южный фланг - к Днестровскому перикратонному опусканию. На склоне Украинского щита (в Подолии) ордовикская часть мегасеквенции практически полностью уничтожена размывом, затронувшим также и большую часть лландоверийских отложений. Этот размыв повсеместно выражен и в Прибалтийской части бассейна, где он затрагивает лишь самую верхнюю секвенцию ордовикской последовательности.

Ордовикские карбонатные последовательности в северной части бассейна начали формироваться с конца тремадока. Их главными особенностями являются конденсированный характер и в целом вертикальный (агградационный) характер наслоения. Отсутствие проградации слоевых единиц сильно затрудняет применение методов секвентной стратиграфии. Тем не менее, для пост-тремадокской части ордовика предложено выделять девять карбонатных секвенций, связанных, как полагают, с колебаниями уровня моря 3-го порядка (Дронов, 2000), хотя большинство поверхностей перерывов имеет субаквальное происхождение, а субаэральная эрозия проявлена не повсеместно и в очень ограниченном масштабе (Пылма, 1982; Nielsen, 2004 и др.).

Один из немногих перерывов со следами субаэральной эрозии отмечен в основании самой первой карбонатной секвенции ордовика (<латорпской> по А.В. Дронову), включающей <цератопигиевые> известняки в качестве отложений фазы низкого уровня. В различных районах Балтоскандии этому перерыву отвечают пробелы в биостратиграфической последовательности объемом от одной до двух граптолитовых зон.

Еще один уровень субаэральной экспозиции фиксируется в основании <везенбергской> секвенции на границе региоярусов Кейла/Оанду (основание зоны clingani в низах верхнего ордовика). Продолжительность перерыва, в данном случае, по-видимому, не превышала 1 млн. лет. Вслед за этим последовало заметное увеличение темпов седиментации, что отчасти может объясняться переходом от <холодноводного> режима карбонатонакопления к тропическому. Дополнительной причиной могло являться увеличение темпа тектонического погружения, связанное со сменой его механизма. В смежной области бассейна на этом временном рубеже зафиксирован переход от обстановки пассивной окраины к обстановке конвергенции Балтики и Восточно-Авалонского террейна (Poprawa et al., 1999). Ведущую роль регионального контроля в формировании границ стратиграфических секвенций подчеркивает то обстоятельство, что ни одна из отмеченных границ не имеет столь же четко выраженных хронологических эквивалентов в других бассейнах (рис. 13).

Некоторые менее значимые рубежи в разрезе Прибалтийского региона (границы секвенций Волхов/Кунда, Кунда/Таллинн, Таллинн/Кегель) могут быть приближенно сопоставлены с границами, выявляемыми в разрезах Западно-Уральского бассейна, однако они практически никак не проявлены в эпиконтинентальном бассейне Восточной Сибири, где выделение секвенций такого же ранга с формальной точки зрения вряд ли возможно. Впрочем, для границы Волхов/Кунда в разрезах северо-западной части Сибирского кратона имеется очень близкий (субсинхронный) уровень, отмечающий важный рубеж в тектоно-седиментационной истории Восточно-Сибирского бассейна. Этот рубеж - основание лукинского горизонта (граница региональных хронозон 31/32 по схеме Ю.И. Тесакова с соавторами Тесаков и др. 2002). С ним связан переход к крупному трансгрессивному этапу, выраженному последовательностью более высокого (по сравнению со стандартной секвенцией) ранга (см. рис. 13).

Гляциоэвстатические события в конце ордовика. Терминальный ордовик Прибалтики содержит многочисленные свидетельства обмеления морского бассейна и следы субаэральной экспозиции. В это время мелководный карбонатный шельф Северо-Эстонской зоны постепенно проградировал на юг - в сторону более глубокой части бассейна (Ливонского прогиба). Судя по характеру биоты и карбонатно-иловому осадконакоплению в низкоэнергетических обстановках, палеоглубины здесь можно оценить в интервале от базиса штормовых волн (~ 50 м) до ~ 100-120 м, обычных для внешней части шельфа. В начале хирнанта (~ 446 млн. лет) обе области осушились, что привело к короткому эрозионному перерыву. К середине хирнанта (~ 445 млн. лет) в них восстановились прежние обстановки - крайнее мелководье в области северо-эстонского шельфа (формация Эрина) и условия внешнего шельфа с глубинами от 50 м до 100-120 м в Южной Эстонии (пачка Бернати). Во второй половине хирнанта Северо-Эстонская зона вновь осушилась, и в ее пределах проявились процессы карстования и вторичной доломитизации. В Ливонском прогибе в середине хирнанта в отложениях пачки Эдоле также появляются следы кратковременных осушений (трещины усыхания), переотложенные ооиды и большое количество терригенного кварцевого материала. Такие условия преобладали здесь на протяжении второй половины хирнанта (секвенция Салдус, ~ 445 444 млн. лет). В начале силура в области прогиба восстановились условия открытого шельфа, а в шельфовой области возобновилось крайне мелководное осадконакопление.

Показанная на рис. 13 корреляция самых верхних ордовикских секвенций Прибалтики, традиционно сопоставляемых с хирнантом, с новыми стратонами Кожимского разреза на Приполярном Урале (Безносова и др., 2006; Майдль, 2006) пока не имеет достаточного биостратиграфического обоснования. Вместе с тем, сравнение <двадцатого слоя> разреза <Кожим-108> с хирнантской частью глобального стандарта Добс-Линн, выполненное процитированными авторами по изотопно-углеродным маркерам, практически не оставляет сомнений в том, что такая корреляция правомерна. Нельзя, впрочем, исключить, что какая-то часть кожимского разреза ниже подошвы юнкошорских слоев также имеет хирнантский возраст.

Охарактеризованная ситуация отражает гляциоэвстатические флуктуации уровня океана с периодом ~ 1 млн. лет или несколько меньше. Их амплитуду по данным изучения прибалтийских разрезов можно оценить величиной, примерно равной сокращению палеоглубин во внутренней части бассейна (т.е. от 40 до 100 м). Это осушение не должно было сопровождаться значительным изостатическим поднятием коры, что следует из сопоставления геометрических параметров впадины и эффективной мощности упругой части подстилающей ее литосферы (см. таблицу на с. 34). Изгиб, компенсирующий снятие поверхностной нагрузки для литосферы мощностью 70 км, реализуется на расстоянии 200 км. Поскольку эта величина превышает половину ширины глубоководной области, изгиба плиты не должно происходить. Отсюда следует, что регионально проявленное эрозионное несогласие в кровле ордовика не связано с охарактеризованными выше гляциоэвстатическими понижениями и является, скорее всего, отголоском таконской фазы складчатости в смежных зонах каледонид. Это косвенно подтверждается данными по детально изученным (Ghienne, 2003) флювиогляциальным отложениям хирнанта в бассейне Таоудени (Западная Африка). Выявленные здесь многочисленные фациальные индикаторы свидетельствуют о том, что ледниковый покров с центром оледенения в Северной Сахаре прекратил свое существование еще до конца ордовика. Базальные песчаники первого постгляциального трансгрессивного цикла на всем протяжении естественных выходов (около 400 км) залегают ниже биостратиграфически определенной границы ордовик/силур на несколько десятков метров.

Силурийские карбонатные последовательности принципиально не отличаются от ордовикских и также образуют несколько генераций платформ, включающие циклиты различного ранга. Схема, представленная на рис. 14, в определенной мере учитывает предшествующие модели (Предтеченский, 1973, 1989; Эйнасто, 1986), но учитывает также новые данные, касающиеся, прежде всего детального сопоставления венлокско-лудловского интервала Северной Эстонии и Готланда.

Три наиболее важные несогласия внутри силурийского интервала, которые приходятся на границы региональных ярусов, разделяют его на четыре трансгрессивно-регрессивных макропоследовательности. Они неравноценны по продолжительности, но, несомненно, отражают важные тектоно- седиментационные этапы развития бассейна. Р. Эйнасто (1989) справедливо указывал на совпадение упомянутых несогласных границ с фазами каледонского тектогенеза в прилегающих подвижных поясах.

Первый этап охватывает ранний и средний лландовери (~ 7 млн. лет). В региональном разрезе он представлен двумя секвенциями - Юуру и Райккюла, отвечающими одноименным региоярусам. Максимальная трансгрессия на этом этапе примерно соответствует уровню зоны cyphus в нижней части второй секвенции. Ее верхняя граница выражена поверхностью несогласия, амплитуда которого в проксимальных разрезах Северо-Эстонской зоны увеличивается, охватывает большую часть среднего лландовери (аэрона) и может составлять ~ 2 млн. лет. Этап отвечает карбонатному рампу с перегибом в дистальной части.

Второй этап представляет период продолжительностью ~ 14 млн. лет. Он представлен пятью секвенциями - Адавере, Яани, Тофта, Слите и Клинтеберг. Они охватывают интервал от начала верхнего лландовери (телича) до конца венлока. Наиболее обширная трансгрессия на этом этапе имела место во время отложения нижневенлокской секвенции Яани (уровень граптолитовых зон murchisoni и riccartonensis). Завершение этапа представлено осадками фазы низкого уровня, венчающими разрез верхневенлокской секвенции Клинтеберг. (Наиболее мелководные фрагменты этой секвенции показаны на фотографиях и зарисовках рис. 7). Ее верхняя граница выражена несогласием и пробелами в биостратиграфической последовательности (Нестор, 1990). На этом этапе карбонатная платформа представляла собой плоский окаймленный шельф.

Третьему этапу (~ 3 млн. лет) соответствуют отложения нижнего и низов верхнего лудлова - секвенции Хемсе и Химмисте. Первой из них в разрезах Северной Эстонии (о. Сааремаа) в полном объеме отвечают слои Саувере, а стратиграфическим эквивалентом секвенции Химмисте являются отложения формаций Нэр, Эке и Бургсвик на о. Готланд. Этап отвечает карбонатному рампу с перегибом в дистальной части.

Четвертый этап охватывает верхи лудфорда и пржидоли (~ 4 млн. лет) - секвенции Хамра, Каугатума и Охесааре. Небольшая по масштабам трансгрессия проявлена в нижней части формации Хамра на Готланде и в ее эстонском эквиваленте региоярусе Курессааре, датирующихся граптолитовой зоной formosus. В разрезе пржидольских секвенций Каугатума и Охесааре отложения трансгрессивных фаз не представлены. Карбонатная платформа на этом этапе представляла собой гомоклинальный рамп.

В приднестровском сегменте бассейна третья и четвертая макропоследовательности уверенно коррелируются с единицами местной хроностратиграфической шкалы - малиновецкой и скальской сериями. На уровне секвенций 3-го порядка такая корреляция осуществима только в лудфордско-пржидольском интервале.

Сравнение охарактеризованной схемы цикличности для Балтийско- Приднестровского бассейна с данными по другим бассейнам (см. рис. 14) определенно показывает, что в подавляющем большинстве случаев последовательности 3-го порядка не имеют в них хронологических эквивалентов. Это особенно отчетливо проявлено для лландоверийского интервала. Исключение составляет хорошо распознаваемый рубеж лландовери/венлок, к которому во всех рассматриваемых бассейнах приурочены ясно выраженные границы последовательностей. В разрезах Днестровско-Прибалтийского и Западно-Уральского бассейнов около этой границы фиксируется океанографическое событие Ireviken, которому часто придается глобальное значение. Вполне возможно, что оно нашло свое отражение в разрезах Восточно-Сибирского бассейна.


<< пред. след. >>

Полные данные о работе И.С. Фомин/Геологический факультет МГУ

Проект осуществляется при поддержке:
Геологического факультета МГУ,
РФФИ
   
TopList Rambler's Top100