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

Седиментология альбского эпиконтинентального бассейна центральной части Русской плиты

Никульшин Александр Сергеевич
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук
содержание

Глава 5. Седиментация в альбском бассейне центральной части РП.

Ранний альб

К концу позднеаптского этапа развития морские обстановки осадконакопления были распространены лишь в пределах Прикаспийской впадины, на восточной окраине Ульяновско-Саратовской впадины и, возможно, на севере Печерской синеклизы. На всей остальной территории РП морское осадконакопление не происходило [Барабошкин, 2002, 2005].

В раннем альбе с развитием бореальной трансгрессии начался новый этап истории эпиконтинентального моря-пролива РП. Поступление водных масс происходило с севера через Мезенско-Печерский пролив [Барабошкин, 2005, 2007] в центральные, а затем и южные районы РП. Ось бассейна имела субмеридиональное направление [Барабошкин, 2007].

На основе исчезновения в палиноспектрах теплолюбивых форм (хейролепидиевых и матониевых) и преобладания глейхениевых в разрезах Ульяновско-Саратовского прогиба и Московской синеклизы, С.Б. Смирнова (МГУ) установила, что происходило похолодание климата до умеренного. Кроме того, состав пыльцы и спор говорит о существовании влажных равнин, а альгофлора указывает на развитие пресноводных обстановок в начале раннего альба на РП. С развитием трансгрессии начинается широкое распространение морских обстановок, но увеличение количества зеленых водорослей свидетельствует о пониженной солености морского бассейна, что может быть связано с наполнением морского бассейна поступающими холодными опресненными бореальными водами с севера.

В большинстве районов РП начало раннего альба характеризуется крайне мелководными обстановками осадконакопления. Палеоглубины эпиконтинентального бассейна РП в раннем альбе не превышали 20-50 м [Барабошкин, Никульшин, 2006].

Практически везде на РП (кроме района пос. Пристанного на юге Ульяновско-Саратовского прогиба) происходило накопление разнозернистых (с высоким процентом крупной и грубой фракций) плохо сортированных песков, часто глинистых, чередующихся с прослоями песчаных глин (кроме района Воронежской антеклизы) с аутигенным глауконитом и широко развитыми биотурбациями Scolithos. Развитие ихнофации Scolithos и аутигенного глауконита указывают на существование подвижного незакрепленного грунта и развитие мелководно-морских обстановок осадконакопления.

Глинистость отложений и содержание смешанослойных типа иллит-смектит увеличивается, а медианный размер зерен и содержание каолинита уменьшается от южной окраины эпиконтинентального моря к северу по направлению к центральной части бассейна.

Генетическая интерпретация гранулометрических данных и редкие косоволнистые и волнистые текстуры, встреченные и описанные в отложениях нижнего альба практически во всех изученных районах указывают на преобладание волнового воздействия на осадконакопление в начале раннего альба.

Исключение составляют юг Ульяновско-Саратовского прогиба и район Доно-Медведицкого вала, где в это время существовала дельтовая платформа. Она установлена как по текстурным (косослоистые текстуры, сигмоидальная слоистость, биотурбации Scolithos в районе п. Гуселка) и гранулометрическим признакам (обстановки с преобладанием течения), так и по минералогическим (в отложениях авандельты наблюдаются максимумы дистена, турмалина, ставролита, граната, эпидота, поступавших из южного источника сноса, вероятно из района Донбасса). К концу раннего альба в районе существования дельтовой платформы повышается влияние волновых обстановок, пропадают косослоистые текстуры течения.

На южной окраине бассейна (район Воронежской антеклизы) существовала наиболее мелководная морская прибрежная обстановка (Рис. 2), о чем говорит практически полное отсутствие глин и большое количество крупнозернистого песчаного материала, а также повышенное количество каолинита, по сравнению с северной частью бассейна. О существовании в этом районе морской обстановки говорит присутствие аутигенного глауконита и ходов Scolithos. Континентальная обстановка существовала южнее и юго-западнее - в районе Днепрово-Донецкого прогиба и южнее.

На юге и юго-востоке морского бассейна существовала мелководная прибрежная обстановка, характеризующаяся в том числе присутствием материала со следами эоловой переработки. Эта же обстановка распространялась и далее на восток в пределах Доно-Медведицкого поднятия, где также присутствует эоловый материал. Близость этой области к области дельтовой платформы позволяет предположить, что материал этот поступал в бассейн не только за счет ветрового переноса, но и с речным стоком.

В центральной части Воронежской антеклизы, недалеко от южной окраины раннеальбского бассейна, прослеживается серия подводных поднятий (Рис. 2), характеризующиеся более грубо-крупнозернистыми песчаными отложениями, и повышенным содержанием каолинита. Генетическая интерпретация гранулометрических данных указывает на преобладание волнового воздействия при их формировании.

В районе юго-западной окраины раннеальбского морского бассейна отмечаются максимумы не только метаморфических минералов, источником которых являлся Балтийский щит и которые транспортировались с севера и северо-запада северным течением. Здесь установлен максимум минералов базитовой ассоциации (ильменит, пироксен), поступавшей, вероятно, с юго-запада, из района Днепрово-Донецкой и Припятской впадин, где отмечались выходы девонских щелочных базальтов [Корзун, 2000].

К середине раннего альба распределение обстановок в эпиконтинентальном бассейне центра РП изменяется. На фоне развития бореальной трансгрессии глубина и площадь бассейна возрастали и более явно проявилось течение южного направления в раннеальбском море-проливе, установленное по замерам косослоистых серий и распространению бореальной артгоплитовой фауны аммонитов почти до 40 градуса северной широты [Барабошкин, 2002]. Генетическая интерпретация гранулометрических данных также демонстрирует преобладание течений в обстановках осадконакопления середины раннего альба.

С севера и северо-запада на юго-восток количество и мощности косослоистых серий заметно уменьшаются, в этом же направлении уменьшается и разнообразие косослоистых текстур [Базанова, 1972]. В районе Ульяновско-Саратовского прогиба течение начинает отклоняться от юго-восточного направления (Рис. 2), что, в комплексе с уменьшением мощности косослоистых серий, свидетельствует о замедлении течения в направлении относительно более глубоководной осевой части бассейна. По данным И.Л. Геращенко [1969] и Е.Ю. Барабошкина [2002], утонение отложений и углубление бассейна, а соответственно, и уменьшение гидродинамической активности наблюдается в раннем альбе и далее на восток в районе Прикаспийской синеклизы, где течения юго-восточного направления уже не фиксируются. Максимальная активность течения приурочена к западной части бассейна, что можно объяснить бета-эффектом - сгущением линий тока субмеридиональных течений к западу и разряжение к востоку под воздействием силы Кореолиса [Шулейкин, 1968].

По палеореконструкциям климата и поверхностных течений [Волков, 1997, 2002; Барабошкин, 2005, 2007] в раннем альбе могло существовать восточное приполярное течение, способствовавшее перемещению водных масс от полюса в сторону зоны низкого давления, расположенной в это время в районе 68 градуса северной широты. С началом альбской трансгрессии и открытием Мезенско-Печерского пролива, ветвь этого течения, вероятно, проникла на РП, привнося холодные воды с артгоплитовой фауной. Само море-пролив располагалось в зоне циклонических циркуляций, которые накладывались на основное северное течение. Противотечение в северном направлении вдоль восточного берега бассейна было менее активным. Поворот же линий тока к северу происходил в районе Прикаспийской впадины. Здесь течение значительно ослабевало и под действием существовавшей в районе Северного Кавказа зоны западных ветров [Барабошкин, 2007], отклонялось к востоку и дальше, к северо-востоку. Так могло возникать слабое противотечение северного направления вдоль восточного берега моря-пролива.

С северным течением связано и поступление терригенного материала, характерного для петрофонда Балтийского щита в центр и на юг РП. Это преимущественно средне устойчивые, в меньшей степени низко устойчивые метаморфические ТМ. Они разбавляют в центральной части РП южный материал с высоким содержанием высоко устойчивых ТМ гранитоидного и метаморфического петротипов.

В предшествующих работах, посвященных седиментологии мелководно-морских обстановок, классификации включали штормовые, волновые, приливно-отливные моря и шельфы с преобладанием океанических течений [Лидер, 1986; Рединг, 1990; Рейнек, 1981; Leeder, 1999] или выделялись волновые или погодные (метеорологические), штормовые и приливно-отливные моря [Барабошкин, 2005; Einsele, 2000; Nichols, 1999; Walker, 1992]. Мелководные, не относящиеся к окраинно-морским, бассейны с преимущественным влиянием течения на осадконакопление в классификациях отсутствовали. Для эпиконтинентальных бассейнов подобные классификации вообще отсутствуют, равно как и самостоятельный тип мелководных бассейнов с преимущественным влиянием течений. Это позволяет впервые предложить новый тип эпиконтинентальных бассейнов с преимущественным режимом однонаправленных течений на основе раннеальбского эпиконтинентального моря-пролива РП.

С углублением и расширением бассейна все меньше терригенного материала поступает в центральную часть бассейна. Практически повсеместно в мелководном пелагическом морском бассейне в раннем альбе происходило образование цеолитов (гейландитовый ряд). Распределение их хорошо коррелируется с содержанием радиолярий в раннеальбских породах - источником биогенного опала для образования цеолитов.

В середине-конце раннего альба в морском бассейне РП практически повсеместно начинается накопление фосфоритов. Это проявилось в широком распространении в верхней части нижнеальбских отложений горизонтов желваковых фосфоритов. Количество горизонтов варьирует от разреза к разрезу. Часто фосфориты переотложены и сгружены в горизонтах конденсации, как, например, в верхней части разреза нижнего альба у д. Ворона, или в основании среднеальбских отложений у д. Гаврилково, где следы нижнего альба сохранились лишь в виде переотложенных фосфоритов с аммонитами из нескольких нижнеальбских зон [Барабошкин, 1987, 1991, 1992].

Перерывы в осадконакоплении отмечены и для начала-середины раннего альба и представлены элювиальными перерывами типа мягкого дна, образованными биоэрозионной поверхностью с несколькими генерациями нор, эрозионными синседиментационными перерывами, уровнями ненакопления. Фосфориты в начале и середине раннего альба на уровнях этих перерывов встречаются значительно реже. Вероятно, это связано как с характеристиками обстановок осадконакопления, так и с поступлением фосфата в бассейн. Автор придерживается модели Г.Н. Батурина [1999, 2004] о мелководных апвеллингах, объясняющей поступление фосфата и накопление фосфоритов на шельфах или, как в данном случае, в эпиконтинентальном бассейне.

Согласно этой модели, более обогащенные фосфатом придонные слои вод океана в процессе апвелинга могут подниматься к поверхности и поступать на шельф, где фосфат биогенным путем в виде органического детрита попадает на дно и при бактериальным воздействии концентрируется в осадке.

В нашем случае холодные бореальные водные массы, вероятно насыщенные фосфором, попали в эпиконтинентальный бассейн вместе с раннеальбской бореальной трансгрессией. Дефицит поступления терригенного материала в расширившийся эпиконтинентальный бассейн и эвстатические колебания уровня моря способствовали концентрации фосфата в осадке. Гидродинамический режим был переменным и фазы низкой гидродинамической активности, когда фосфат мог накапливаться, мигрировать и концентрироваться в осадке, сменялись фазами высокой гидродинамической активности. На этом этапе в мелководно-морских обстановках происходила активная переработка осадка с выносом тонких компонентов и переотложение желваков фосфоритов.

Этому способствовала и небольшая глубина бассейна - ориентировочно до 50 м - немногим ниже уровня волнового базиса.

Периодическая переработка осадков и конденсация фосфоритовых желваков, по всей видимости, связана и с эвстатическими колебаниями уровня моря высокого порядка. К ним мелкий морской альбский эпиконтинентальный бассейн, имеющий связь с Мировым океаном, был весьма чувствителен. Особенно ярко эта периодичность видна в отложениях верхней части нижнего альба и в среднем альбе. Так, в разрезе у д. Ворона выделяется до 12 горизонтов фосфоритов [Барабошкин, 2002], а в разрезе у д. Гаврилково - 13 горизонтов [Барабошкин, 1987]. В работе [Haq et al., 1988] для конца раннего и среднего альба указывается лишь 3 цикла. А А.С. Алексеев и др. [1996] выделяет 4 цикла только для среднего альба. По горизонтам же фосфоритов можно выделить более 10 событий обмеления и перемыва накопившихся осадков, и конденсации фосфатных конкреций.

Средний альб

В среднем альбе продолжается развитие трансгрессии, но уже с конца раннего альба структурный план бассейна меняется. К середине среднего альба закрывается Мезенско-Печерский пролив, вместе с этим затухает бореальная трансгрессия и также прекращает свое существование северное течение. Погружается юго-западный край Восточно-Европейской платформы, начинает открываться Брестский пролив и Ореховский проход. Установилась широтная связь бассейна РП с бассейнами Европы. Бассейн РП становится северной окраиной Тетис [Барабошкин, 2007].

Глубина среднеальбского бассейна составляла от 50 до 100 м [Барабошкин, Никульшин, 2006].

Анализ палиноспектров свидетельствует о восстановлении условий нормально-соленого бассейна в среднем альбе. Климат, оставаясь умеренным (широкое распространение глейхениевых (до 69%)), становился более влажным - практически полностью исчезают схизейные древовидные папоротники, отвечающие сухому климату.

Начинается южная - тетическая трансгрессия, выявленная на основе анализа распространения фауны аммонитов [Барабошкин, 1996, 2003]. С ней появляется юго-восточное течение (Рис. 2), следы которого установлены для среднего и позднего альба на востоке и северо-востоке Прикаспийской синеклизы [Геращенко, 1969] по замерам косослоистых текстур, для Рязано-Саратовского и юга Ульяновско-Саратовского прогибов на основе замеров ориентировок фосфоритов [Барабошкин, 2002], а также на основе генетической интерпретации гранулометрических данных и результатов анализа распределения ТМ.

На востоке более глинистые отложений сменяются существенно песчаными - увеличивается поступление терригенного материала с Урала (речной привнос), как переотложенного, так и свежего [Геращенко, 1969, 1972], что, как будет видно ниже, скажется на характере распределения ТМ тяжелой фракции в центре РП.

Замеры ориентировок фосфоритов дали субширотное направление течений для юга Ульяновско-Саратовского прогиба и северо-запад - юго-восточное - для Рязано-Саратовского прогиба.

Анализ распределения ТМ тяжелой фракции показал значительное увеличение содержаний высоко устойчивых минералов (главным образом рудных, а в центре РП также и циркона) на юго-востоке РП и менее значительное - в центре Рязано-Саратовского прогиба и одновременно уменьшение в этом районе содержания средне устойчивых метаморфических минералов из северного источника сноса.

Поступление терригенного материала с востока (Южный Урал, Мугоджары) с высоким содержанием рудных (главным образом ильменита) [Геращенко, 1969, 1972] в среднем альбе увеличилось (дельтовый привнос). Вероятно, размыв и транспортировка этого материала юго-восточным течением в среднем и позднем альбе и послужили причиной возрастания содержаний рудных на юго-востоке и даже в центре морского бассейна РП.

Следы слабого течения северо-восточного направления были обнаружены и при замерах ориентировок фосфоритов [Барабошкин, 2005], а так же косой слоистости на севере морского бассейна (район д. Гаврилково), но в целом на остальной территории бассейна осадконакопление в мелководно-морских обстановках происходило преимущественно под воздействием волн. То есть морской эпиконтинентальный бассейн, как и в самом начале раннего альба, становится преимущественно метеорологическим.

С расширением мелководного бассейна среднего альба продолжал сказываться дефицит терригенного материала, продолжалась и периодическая конденсация фосфоритов, вероятно, маркирующая кратковременное обмеление и перемыв осадков.

По результатам генетической интерпретации гранулометрических данных волновой режим установлен для северо-восточной окраины Рязано-Саратовского прогиба и для юга Московской антеклизы.

На юго-востоке среднеальбского бассейна сохранялись относительно более глубоководные обстановки (глубина могла достигать 100 м) с максимальными (за исключением Прикаспийской синеклизы) мощностями отложений (до 20 м), где происходило накопление преимущественно глинистого и алевритового материала. Здесь также, как и для юга Московской антеклизы, отмечается присутствие цеолитов.

На основе результатов анализа распределения содержаний ТМ тяжелой фракции, можно утверждать, что продолжалось поступление материала из северного источника (содержание метаморфических минералов на северо-западе и севере еще высоко), хотя в центр и на юго-восток РП этого материала поступало значительно меньше, чем в раннем альбе.

Усилилось поступление материала с востока. Материал с юга продолжал поступать, на что указывают высокие содержания циркона и рутила в центре бассейна РП, но с затоплением Воронежской антеклизы, его доля сократилась.

Поздний альб.

В позднем альбе продолжилось развитие трансгрессии и изменение структурного плана бассейна. К началу позднего альба в результате тектонической перестройки (субширотного прогибания и поднятия северного края платформы) расширяется связь бассейна РП с бассейном Тетис и морскими бассейнами Европы через Брестский пролив [Барабошкин, 2003, 2005, 2007]. К концу альба бассейн РП окончательно приобретает субширотную ориентировку. Глубина бассейна продолжала расти и составляла уже 100-150 м [Барабошкин, Никульшин, 2006].

Мелководные пелагические обстановки существовали практически на всей площади морского бассейна (Рис. 2). Происходило накопление преимущественно песчано-глинистых и алевритистых осадков в тиховодных условиях, изредка нарушаемых штормовым воздействием, что устанавливается по присутствию темпеститов.

На юге Московской синеклизы установлено увеличение количества песчаного и алевритового материала вверх по разрезу. К концу позднего альба здесь накапливались глинистые пески. В прогибах же закономерность обратная - утонение осадков вверх по разрезам. Вероятно, в северной и северо-западной частях бассейна к концу позднего альба сказывается некоторое его обмеление, а в осевой части глубины еще оставались значительными (свыше 100 м) [Барабошкин, Никульшин, 2006] и происходило накопление глинистых отложений. Нельзя также исключить, что в центральной части бассейна терминального альба просто не сохранилось.

На южной окраине бассейна в мелководно-морской обстановке происходило накопление средне-мелкопесчаного материала, что свидетельствует о средней и слабой, вероятно волновой, гидродинамической активности.

На большей части территории Воронежской антеклизы верхний альб частично или полностью сконденсирован в фосфоритовом горизонте. Поэтому еще больше уменьшается влияние южного источника сноса, но продолжается поступление материала с востока. Причиной этого является проградация дальтовых обстановок в Прикаспийский бассейн и влияние юго-восточного течения. По результатам текстурного анализа оно устанавливается в Прикаспии и слабое его влияние на обстановки осадконакопления РП сказывается лишь на юго-восточной окраине бассейна несколько повышенной гидродинамической активностью.

В верхнеальбских отложениях в пределах прогибов также присутствуют горизонты фосфоритов, но их существенно меньше - до 4-5 в разрезах на юге Ульяновско-Саратовского прогиба. Вероятно, и в позднем альбе проявлялись кратковременные эпизоды обмеления и перемыва осадков, но поскольку глубина бассейна возросла, он стал "менее чувствительным" к колебаниям уровня моря.

Таким образом, установлено три этапа развития альбского эпиконтинентального бассейна РП:

1. Этап мелкого моря-пролива с преобладанием СЗ течений.

2. Этап мелкого моря-пролива метеорологического типа с преобладанием волнения.

3. Этап мелководного пелагического моря-залива метеорологического типа с преобладанием тиховодных обстановок


<< пред. след. >>

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

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