История развития и особенности формирования биллингенско-азериских отложений (ранний-средний ордовик) северо-запада Русской плиты

Глава 5. Обстановки осадконакопления.

5.1 Общие черты палеогеографии

В течение кембрийско-ордовикской истории на большей части Русской плиты существовал мелководный эпиконтинентальный морской бассейн, с северо-запада ограниченный Фенно-Скандинавским, а на юго-востоке Сарматским континентами (Nikishin et al., 1996). В кембрии-раннем ордовике он имел вид субширотного морского залива, а с конца раннего ордовика - широкого пролива, открытого на юго-западе в океан Торнквиста, а на севере - в Печорский и Западноуральский бассейны. В раннеордовикское время вся Прибалтика и юг Скандинавии относились к южному аридному поясу, в среднем ордовике его гумидизация увеличилась (Хаин и др., 1997). Состав бентоса свидетельствует о нормальной солености морского бассейна. Морфология бассейна и характер смены фаций не подразумевает резкого перепада глубин, по существующим оценкам они не превышали нескольких десятков метров (Дронов, 2000). Газовый режим был в целом нормальным. Присутствие гнезд и рассеянных зерен сульфидов в кундаском и азериском интервалах в более глубоководных частях бассейна позволяет предполагать наличие стагнационных обстановок.

Активноводные условия фиксируются в наиболее мелководных фациях биллингенского горизонта северо-запада Эстонии. Можно предполагать определяющее значение приливно-отливных течений и крупных штормов в формировании волховско-азериских отложений.

5.2 Модели седиментации

Темпеститовая модель. В качестве основной модели формирования рассматриваемых отложений А.В. Дронов (1998) предлагает темпеститовую модель, обосновывая ее "флишеподобным" характером отдельных интервалов разреза, выдержанностью известняковых пластов вдоль глинта, а также наличием небольших каналов, заполненных более грубым материалом, ориентированных параллельно береговой линии. В качестве контраргументов этой модели можно рассматривать отсутствие волновой эрозии, бугорчатой слоистости и знаков ряби.

Признаки приливно-отливного режима седиментации. В узких морских бассейнах эстуариевого типа обычно действуют сильные течения, как правило, направленные вдоль длинной оси бассейна (Рейнек, Сингх, 1981). Для таких бассейнов характерно сильное воздействие на донные осадки приливно-отливных течений в совокупности с экстремальными штормами. Для приливно-отливных отложений характерно значительное количество эрозионных несогласий, плотно заселенных организмами и биотурбированных. Существование приливно-отливного режима подтверждается морфологией бассейна и, прежде всего, его связью с открытым океаном. Косвенным признаком может служить наличие косой слоистости типа "рыбьей кости" в породах тосненской свиты (нижний ордовик).

5.3 Обстановки осадконакопления

Рассматриваемый мелководный бассейн представлял собой гомоклинальный рамп (Методика событийной , 1998) с низкой продукцией CaCO₃, осуществлявшейся главным образом водорослями, иглокожими и трилобитами. Тот факт, что данный бассейн был связан с более глубоководным бассейном, создает предпосылки для развития в нем среднеамплитудных приливов. Приливно-отливные течения обладали относительно низкой транспортирующей способностью, но, подобно современным Багамским островам (Лидер, 1986), могли локально создавать обстановки ненакопления, сопровождавшиеся цементацией карбоната и развитием ТД. В затишные моменты происходило формирование осадка, он биотурбировался, что инициировало развитие ТД и МД. В прибрежных районах (где осадков было больше) происходило образование глауконита, фосфатизация и инкрустация погребенных ТД. При длительной экспозиции полулитифицированного глинистого осадка в нем начинался рост гетит-гидрогетитовых микроконкреций. В целом, для рассматриваемого интервала можно выделить 4 этапа развития бассейна (Рис. 4):

Биллингенское время. Для биллингенского времени характерны обстановки медленной седиментации, с незначительным привносом слюдистого материала и кварца алевро-песчаной размерности. Поступление карбонатного материала было незначительно.

Волховское время. Начало трансгрессивного этапа с карбонатным осадконакоплением на рампе соответствовало наименьшим значениям скорости седиментации. Эти породы формировались в условиях мелководья, на уровне базиса волнового воздействия. Моменты накопления осадка чередовались с остановками седиментации, причем последние явно преобладали. Верхняя половина "желтяков" и "фризы" отражают более глубоководные обстановки с инситным составом фауны, представленным преимущественно иглокожими и остракодами.

Началу кундаского времени соответствует низкое стояние уровня моря (отложения силлаоруской свиты), сопровождавшееся длительной субаквальной экспозицией осадка. Подобная обстановка повторяется в синявинское время. Отложения основания обуховской свиты формировались в условиях стабилизации бассейна. Средняя часть свиты отражает спокойные, относительно глубоководные условия на стадии медленной трансгрессии моря. Основание симанковской свиты соответствует мелководным пелагическим обстановкам седиментации с привносом преимущественно глинистого материала и немногочисленным инситным биокластовым материалом.

Азериское время. В начале азериского времени произошла продолжительная остановка трансгрессии, сопровождавшаяся ненакоплением и формированием регионального ТД. Каолинитовые фации занимают юго-запад Эстонии, но максимум содержания каолинита в области российской приглинтовой области смещается на запад. Это может быть связано как с изменением контура береговой линии и удалением источника сноса, так и сменой источника сноса и активизацией в позднекундаское (?) время готандского поднятия (Мянниль, 1966), фиксируемого по появлению в разрезах северо-западной части Северо-Эстонского глинта терригенного материала песчаной-тонкопесчаной размерности.

5.4 Кривая колебания уровня моря

Для изученного интервала характерно доминирование трансгрессивных условий. Началу трансгрессии предшествовало значительное понижение уровня моря в начале варангуского времени, выраженное в виде регионального несогласия (Дронов, 2000). В конце биллингенского времени трансгрессия замедляется. Терригенная седиментация сменяется карбонатной, происходит формирование терригенно-карбонатных и карбонатных отложений пяйтейской пачки. На рубеже биллингенского и волховского времени происходит приостановка трансгрессии. Этому уровню соответствует очень высоко зрелое региональное ТД ("стекло"). Затем происходит незначительное увеличение глубины бассейна, выраженное в формировании трансгрессивной поверхности в основании "желтяков". На фациальном профиле на этом уровне мы видим смену фаций, отражающих смену ограниченно-морских обстановок на открыто-морские. Такую же смену фаций можно наблюдать на рубеже волховского и кундаского времени, чему соответствует зрелое ТД. В этом случае эпизод углубления бассейна может быть прослежен как в наиболее глубоководной (Ладожский глинт), так и в мелководной (северо-запад Эстонии) частях бассейна. Началу кундаского времени отвечают обстановки низкого стояния уровня моря. На Ладожском глинте существовали открыто-морские условия, а на северо-западе Эстонии сменяясь мелководными приливно-отливными обстановками. В позднекундаское время продолжается плавная трансгрессия. Для Ладожского глинта характерны обстановки среднего-внешнего рампа. В начале азериского этапа происходит общее падение уровня моря. Наблюдается закономерная смена последовательности фаций от более глубоководных в области Ладожского глинта, к мелководным на северо-западе Эстонии. На Ладожском глинте в этом интервале доминируют условия внешнего рампа, в области Балтийского глинта - обстановки среднего рампа. В восточной Эстонии в начале азериского времени доминировали обстановки отмелей и банок внутреннего рампа, в окрестностях Таллинна и западнее сменяясь более мелководными приливно-отливными фациями.