авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 |

«ANCIENT SEDIMENTARY ENVIRONMENTS AND THEIR SUB-SURFACE DIAGNOSIS Richard C. Selley London Chapman and Hall Р. Ч. ...»

-- [ Страница 7 ] --

такое определение было предложено в 1965 г. П. Куененом.

Турбидит: отложение турбидитового течения.

Граувакка: плохо сортированный песчаник с обильным матрик сом, полевым шпатом и/или обломками пород.

Большинство геологов полагают, что флишевые песчаники яв ляются турбидитами. Многие флишевые песчаники, однако д а л е к о не все, представлены граувакками. Поэтому термины «флиш», «турбидит» и «граувакка» использовались как синонимы. М е ж д у тем это заблуждение: флиш — описание фации, граувакка — чисто петрографическое определение особого типа породы, а турбидит — генетический термин, указывающий на процесс, в результате кото рого происходит отложение осадка. Эти понятия не только абсо лютно различны, но и сами по себе имеют самое широкое толко вание в специальной литературе.

Эта глава начинается с попытки обобщить характеристики тур бидитов. Д а л е е пойдет дискуссия по поводу их происхождения и будут рассмотрены два конкретных примера — один для Шотлан дии, другой — д л я Альп. После этого будет обсужден весь ком плекс проблем, связанных с флишем и турбидитами, и будут об суждены соответствующие экономические аспекты. З а к л ю ч а е т главу обзор диагностических критериев, используемых при иден тификации этих образований в погребенном состоянии, т. е. по данным бурения и геофизических исследований.

ДИАГНОСТИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ТУРБИДИТОВ В основе распознавания турбидитов л е ж и т не один какой-то признак, а совокупность многих критериев. Выбор их достаточно субъективен и зависит от представлений каждого отдельного гео Р И С. 134. С л о й т у р б и д и т о в о г о п е с ч а н и к а ;

п е р е х о д н а я с е р и я п е с ч а н и к а Акакус ( с л а н е ц Т а н е з р у ф т, с и л у р ), бассейн М у р з у к, Л и в и я.

Обращают на себя внимание резкая подошва и постепенный верхний контакт Таблица Осадочные текстуры, характерные для турбидитов [62] Процесс (причина) Текстура (следствие) Эрозия Знаки течения: отпечатки выемки (рифли), борозды, промоины и заполнения П р е г р а ж д е н н ы е п р о м о и н ы, ф о р м и р у ю щ и е с я за г а л ь к о й, р а к о в и н а м и и т. п.

С л е д ы в ы п а х и в а н и я, т. е. о т п е ч а т к и ж е л о б к а, возни к а ю щ и е з а счет п е р е м е щ е н и я к а к и х - л и б о о б ъ е к т о в Bpt Седиментация Градационная слоистость Сланцеватость Микрокосослоистость Деформация Отпечатки нагрузки, оползни, скольжения, расплющен ность, п е с ч а н ы е д а й к и, п е с ч а н ы е в у л к а н ы лога. Наиболее заметная особенность турбидитов — это свойствен ная им вертикальная сортированность. К а ж д ы й слой обычно ха рактеризуется четкой подошвой и постепенным переходом в слан цы (рис. 134). Д е т а л ь н ы е исследования турбидитов показали, что они содержат множество разных типов осадочных текстур (табл. 8). В отдельных толщах турбидитов, как правило, наблю 235.

дается закономерная последова песок.Снят. Глина тельность текстур (рис. 135). Се рия таких текстур интерпретиру ется следующим образом (см.

[34] и д р. ) : сначала течения соз дают на поверхности ила различ ные формы размыва;

последую щая седиментация турбидита происходит в условиях ослабе вающего потока. Сначала идет накопление массивной пачки А, вероятно, как антидюны в ре жиме турбулентного (upper flow regime) течения;

в условиях струйного потока отлагается сле д у ю щ а я слоистая пачка В1, а нако пление микрокосослоистой пачки С происходит в режиме ламинар ного течения (lower flow regime).

Д л я накопления покрывающего пластинчатого силта было пред ложено несколько объяснений.

Р И С. 135. О б о б щ е н н ы й р а з р е з т у р б и д и т о в о й п а ч к и [8].

Возможно, он о т р а ж а е т возврат Буквами обозначена вертикальная после к струйному течению, по посколь довательность пяти различных элементов Боума ку размер частиц значительно меньше, действительная скорость течения, по-видимому, была ни же, чем при отложении нижней пластинчатой пачки. Верхняя, пе литовая пачка E свидетельствует о возвращении обстановки осад конакопления с низким энергетическим уровнем, преобладавшей до того, как началось накопление турбидитов.

В а ж н о отметить, что последовательность осадочных текстур, приведенная в табл. 8, редко получает полное развитие в каком то одном турбидите. Приведенная выше интерпретация основы вается на результатах изучения многих турбидитовых толщ. Из менения такого рода исследовались в ряде работ, в том числе в [8, 100]. Систематические вертикальные вариации частоты форм основания внутри турбидитовых толщ были зарегистрированы Уокером [103] и др.

Обычно наблюдается т а к а я закономерность: у подошвы турби дитовой толщи развиты верхние элементы последовательности;

вверх по разрезу постепенно появляются и нижние пачки турбиди та, пока в самой верхней части серии не появится вся последова тельность А—Е. Считается, что накопление нижних пачек турби дитов с незавершенной последовательностью (так называемых «дистальных») происходит на значительном расстоянии от источ ника. Верхние, полные пачки, именуемые «проксимальными», от кладывались, как полагают, вблизи источника. Мощные толщи турбидитов могут, таким образом, зафиксировать постепенную ми грацию источника осадков в сторону области осадконакопления.

Таблица Обстановки осадконакопления, в которых зафиксированы турбидиты (знак « + » ) Современные Древние Обстановки + Фиорды + + Озера + + Дельты + ?

Рифы + + Окраина карбонатных шельфов + + Древние флиши и современные глубоко водные отложения + Расслоенные габбро Широко обсуждается вопрос о структуре турбидитов. Д л я мно гих древних турбидитов характерна плохая отсортированность и присутствие глинистого матрикса;

петрографически многие из них, как у ж е упоминалось, являются граувакками. Однако современ ные морские глубоководные пески, относимые многими исследова телями к турбидитам, часто хорошо отсортированы и не содержат глинистого материала. Б ы л о высказано предположение [17], что древние турбидиты могли часто представлять собой чистые, но минералогически незрелые пески, и матрикс в них образовался в процессе диагенетического разрушения химически нестабильных минералов. По размерности частиц турбидиты изменяются от сил тов до галечниковых песчаников. Более грубозернистым разновид ностям, часто называемым «флуксотурбидитами», приписывают от ложение в процессе, представляющем нечто среднее между мутье вым течением и гравитационным оползанием. Петрографически многие древние турбидиты являются граувакками, тогда как со временные морские глубоководные пески в основном представле ны протокварцитами. Древние протокварцитовые турбидиты т а к ж е известны. Карбонатные турбидиты встречаются как в древних, т а к и современных отложениях (табл. 9). Из этой таблицы следует так же, что турбидиты были обнаружены не только в самых различ ных седиментарных обстановках, но и то, что их распространение не ограничивается осадочными породами: известны они и в рас слоенных габбро. М о ж н о заключить, что для турбидитов характер на вся совокупность широко варьирующих текстур. Что ж е каса ется их структурных особенностй, то обычно турбидиты описывают как плохо сортированные образования, однако это д а л е к о не все гда так. Петрографически их чаще всего связывают с граувакка ми, однако они часто встречаются в песчаниках другого типа и известняках. Они были зафиксированы в широком спектре обста новок осадконакопления. Казалось бы, при таком разнообразии характеристик можно было предположить их распознавание очень трудным делом.

237.

Напротив, обзор литературы показывает, что многие геологи считают, что они уверенно могут идентифицировать турбидиты по одному их виду.

Все вышеизложенное подтверждает несомненную важность этой фации при рассмотрении современных глубоководных морских пе сков.

Современные глубоководные морские пески. Изучение совре менных континентальных окраин показывает, что присущие им физико-географические условия аналогичны условиям вади пу стынь и аллювиальных конусов (рис. 136).

Края континентального шельфа рассечены подводными кань онами. Истоки их расположены либо рядом с устьями крупных рек, либо вблизи береговых пляжей. Каньоны тянутся через кон тинентальный шельф и р а з г р у ж а ю т переносимый ими осадочный материал на подводных конусах — аналогах субаэральных аллю виальных конусов. У вершины (апекса) конуса подводный каньон расщепляется, образуя комплекс радиально расходящихся неболь ших русел, часто фланкируемых валами. В нижней части конуса эти русла становятся все более многочисленными, более широкими и менее глубокими. Вниз по конусу меняются т а к ж е фации осад ков. В проксимальной части конуса, т. е. вблизи источника, отла гаются грубозернистые пески, иногда гравий. По мере удаления от источника, т. е. вниз по конусу, происходит измельчение мате риала, и пески подводного конуса постепенно переходят в донные илы океанического бассейна [49, 74, 108 и др.].

Отложения подводных конусов о б н а р у ж и в а ю т целый ряд ха рактерных для турбидитов признаков, о которых упоминалось выше.

Подводные каньоны иногда бывают заполнены турбидитами, например, у их дистальных окончаний, но они содержат т а к ж е от ложения других седиментационных процессов. Когда каньоны бе рут начало от крутого подводного тектонического уступа, у их про ксимальных концов могут находиться гетерогенные оползневые валунники.

С другой стороны, когда осадки в таком каньоне представлены чистым песком, принесенным прибрежными вдольбереговыми тече ниями или поступившим из речного устья, то преобладающим яв 'ляется другой процесс. Он известен как «песчаный поток» (т. е. на сыщенный частицами песчаной размерности, «grainflow») и пред ставляет нечто среднее между гравитационными потоками (пере мещением масс, «massflow») и мутьевыми. Д л я отложений таких песчаных потоков не характерна ни градационная слоистость тур бидитов, ни косая слоистость отложений волокущих течений. Они бывают представлены массивными песками с резкими верхним и нижним контактами. По всему слою могут быть рассеяны облом ки;

внутри он массивен или обнаруживает слабую конвалютную слоистость. Отложения этого типа в основном находят залегающи ми на крутых склонах песчаных дельт и на континентальных окраинах. Часто, но не обязательно, они приурочены к каньонам.

Р И С. 136. Д и а г р а м м ы, и л л ю с т р и р у ю щ и е г е о м о р ф о л о г и ю и с е д и м е н т о л о г и ю мор ских глубоководных песков:

А — турбидитовые пески подводного конуса на дне бассейна;

Б — пески песчаных потоков и валунники гравитационных потоков в каньоне Таблица Морфология и о т л о ж е н и я глубоководных обстановок осадконакопления Морфология Выполняющие отложения Подводные морские Склоновые илы Конгломераты гравитационных каньоны потоков Морские глубо Пески песчаных потоков к о в о д н ы е песча Т у р б и д и т о в ы е пески ники Турбидитовые пески и п е л а г и Подводные морские ко нусы ческие и л ы В табл. 10 показаны соотношения между геоморфологией, про цессами и фациями морских подводных каньонов и конусов.

Склоны, с которыми они бывают связаны, могут быть аккреци онными или тектоническими. Подводные морские каньоны и кону сы могут располагаться у подножия современных дельт, таких, на пример, как дельта р. Роны, или у подножий тектонических усту пов континентальной окраины. Конкретному описанию древних аналогов таких отложений посвящено много специальных работ.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ТУРБИДИТОВ: ДИСКУССИЯ К а к у ж е указывалось, измельчение материала по вертикали и залегание на поверхности размыва свидетельствуют о том, что эти осадки были отложены ослабевающими течениями. Предполо жение, что эти отложения являются турбидитами, впервые было выдвинуто П. Куененом и Ч. Миглиорини [44], хотя зародилась эта идея несколько раньше (исторический обзор см. в работе [ 1 0 0 ] ). Впоследствии эта концепция получила развитие и приоб рела популярность. Основные представления, связанные с турби дитовыми течениями, могут быть резюмированы так: в отдельных районах, таких, как края континентальных шельфов и дельты, про исходит быстрое осадконакопление, приводящее к формированию крутых, с почти отвесными склонами, скоплений водонасыщенных осадков. Время от времени такой склон становится столь неустой чивым, что любой пусковой механизм (например, землетрясение или шторм) способен привести осадки в движение. Вначале они скользят и оползают по ложбинам, все более и более насыщаясь водой, пока смесь не приобретет свойств, характерных для муть евого течения. Другими словами, осадок переходит в состояние насыщенной илом жидкости, плотность которой превышает плот ность окружающей воды, и будучи т я ж е л ы м, движется вниз по склону. В какой-то момент поток становится эродирующим, углуб л я е т ложбины на крутом склоне, а достигнув морского дна, со здает на нем выемки, промоины и т. д. На этой поверхности ско 240.

рость потока начинает снижаться, и происходит накопление осад ков: сначала наиболее крупнозернистых, затем, по мере ослабле ния течения, постепенно все более и более тонких. Когда скорость течения падает до нуля, возобновляется накопление пелагических илов, выпадающих из суспензии. Все спокойно на морском дне: на эрозионной поверхности отложилась осадочная серия с характер ной градационной слоистостью.

Существует два рода доказательств того, что мутьевыми тече ниями откладываются именно те осадки, которые геологи именуют турбидитами;

они получены к а к на основе экспериментов, так и из наблюдений за современными глубоководными осадками. Тол щи осадков с градационной слоистостью образовывались искус ственно созданными турбидитовыми потоками в лабораторных условиях ([44] и др.). Отмечено, что современные глубоководные пески часто имеют градационную слоистость. Иногда они обнару ж и в а ю т тот ж е набор внутренних текстур, который находят в древ них турбидитах [97]. Классическим и часто цитируемым доводом в пользу того, что современные морские глубоководные пески мо гут считаться турбидитами, является пример землетрясения Боль шой Ньюфаундлендской банки 1929 г. Его эпицентр располагался на краю континентального шельфа на некотором расстоянии от о. Ньюфаундленд. Телеграфные кабели, проложенные приблизи тельно параллельно границе шельфа, были последовательно по рваны вниз по склону. Керн, отобранный позднее в этом районе, содержал силтовый с градационной слоистостью и мелководными микрофоссилиями слой. Он был интерпретирован как продукт мутьевого потока, который был генерирован оползневым телом вблизи эпицентра землетрясения и скатился вниз по склону, раз рывая кабели и отлагая слои сортированных осадков [84 и др.].

Отсюда был сделан вывод, что современные глубоководные мор ские пески — продукт мутьевых потоков. Происхождение древних осадочных пород, сравнимых с глубоководными морскими песка ми, было приписано тому ж е процессу, и сами эти образования были квалифицированы как турбидиты.

При всей его привлекательности это объяснение, тем не менее, вызвало обоснованную критику со стороны определенной части геологов. В основном критике подверглись два положения: во-пер вых, отрицалось, что глубоководные морские пески являются тур бидитами, а во-вторых, утверждалось, что древние турбидиты от личаются от современных глубоководных песков.

Д о к а з а т е л ь с т в а, отрицающие турбидитовое происхождение со временных глубоководных песков, были четко сформулированы рядом исследователей ([100] и др.). При этом указывалось, что многие глубоководные пески чисто отмыты, градационная слои стость обнаруживается далеко не всегда и что д л я них обычны знаки ряби. Волокущие течения на морском дне обладают доста точной силой, чтобы перемещать песок, а знаки ряби удалось сфо тографировать на больших глубинах. Поэтому возможно, что глубоководные морские пески отлагаются не катастрофическими 16 Зак. 803 турбидитовыми потоками, а слабыми, периодически возникающи ми, волокущими течениями. Одной из привлекательных черт гипо тезы турбидитов является то, что она могла бы объяснить форми рование подводных морских каньонов на краях континентальных шельфов. В настоящее время они стали доступны для исследова ний с помощью водолазов ( S C U B A divers) и подводных аппара тов. Турбидитовые потоки не отмечались в верхних частях под водных морских каньонов. Поэтому песок медленно, подобно лед нику, скользит, оползая и перепрыгивая висячие долины. Попыт ки искусственно генерировать турбидитовые потоки в головных частях подводных каньонов успеха не имели.

Д о к а з а т е л ь с т в а, приводимые против турбидитовой природы древних отложений, именуемых турбидитами, основаны на двух аргументах, а именно: они не имеют сходства с современными глу боководными песками и так или иначе могли быть отложены во локущими течениями. Особый интерес представляют следы палео течений в древних турбидитах. К а к у ж е отмечалось, оползневые складки и турбидитовые донные текстуры обычно свидетельствуют о смещении вниз по палеосклону [103]. Однако в ряде случаев отмечается несоответствие между донными текстурами и ориента цией ряби и палеосклона, определяемых по независимым данным [97]. Б ы л о высказано предположение, что переработка кровли турбидита нормальными океаническими течениями может вызы вать миграцию ряби под косым углом к (?) ориентированным вниз по склону донным текстурам. Привлекательность такого компро мисса очевидна. Но был обнаружен и такой альпийский флиш, где ориентация растительных остатков в сланцах совпадала с направ лением палеотечений в песчаниках. Поскольку первые могли фор мироваться за счет нормальных океанических течений, то ж е са мое, вероятно, следует признать справедливым и для песков. При мечательно и то, что не все флишевые палеотечения контролиру ются склоном, как это можно было ожидать в турбидитах, обус ловленных гравитацией. Были зарегистрированы гравитационные оползни, перемещавшиеся под прямым углом к направлению со ответствующего палеотечения. Интересно отметить, что современ ные донные океанические течения не всегда контролируются скло ном и часто обнаруживают тенденцию к перемещениям параллель но изобатам.

Споры по поводу всех «за» и «против» турбидитового проис хождения древних «турбидитов» и современных морских глубоко водных песков бесконечны. При кратком обсуждении этой про блемы следует отметить следующее: существует достаточно широ ко распространенное седиментологическое явление, н а б л ю д а е м о е в древних породах, главным образом флишевых;

это явление ши роко интерпретируется как осадконакопление, обусловленное тур бидитовыми течениями. Такого рода заключение базируется отча сти на экспериментальных работах, а отчасти на аналогиях с со временными глубоководными морскими песками. Однако в дей ствительности никто не наблюдал турбидит в природе, д а ж е в вершинных частях подводных каньонов, которые, казалось бы, д о л ж н ы быть местом их распространения. Приводились доводы и в пользу того, что современные глубоководные пески могут отла гаться волокущими течениями, и выдвигались доказательства про тив той полной аналогии этих осадков с древними турбидитами, которую предполагали некоторые исследователи. Иногда древние турбидиты обнаруживают такие черты, которые едва ли можно было бы ожидать найти в отложениях турбидитовой природы, в частности, когда они связаны с течениями, не контролируемыми склоном.

При этом в а ж н о отметить, что современные и древние морские глубоководные пески накапливались обычно там, где благодаря подводным каньонам отложение осадков происходило на конусах, продвигавшихся поверх илов морского дна. Пески подводных ко нусов обычно обнаруживают такие черты, которые предполагают отложение их турбидитными течениями.

ВЕРХНЕЮРСКИЕ МОРСКИЕ ГЛУБОКОВОДНЫЕ ( ПЕСКИ С А Т Е Р Л Е Н Д А, Ш О Т Л А Н Д И Я :

ОПИСАНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ Мезозойские породы бассейна Морей-Ферт выходят на поверх ность в нескольких пунктах побережья Сатерленд. Наиболее пол ный разрез обнажается широкой 2—3-километровой полосой, тя нущейся более чем на 30 км от Голспи на юге до Хелмсдейла на севере (рис. 137). Слои мезозойских пород сброшены по отноше нию к метаморфическим и интрузивным породам каледонид вме сте с девонским песчаником Олдрэд (рис. 138). Р а з л о м Хелмсдейл представляет собой ответвление разлома Грейт-Глен и маркирует современную границу бассейна Морей-Ферт. Именно разлом Хелмс дейл контролировал, как будет описано ниже, отложение юрских глубоководных морских осадков.

Р а з р е з Сатерленд начинается красными фангломератами и ал лювием пермотриасового возраста. Выше этих отложений залегает почти полный разрез юры — от лейаса до портланда (рис. 139).

Нижне- и среднеюрские отложения имеют мелководное происхож дение, включая аллювиально-дельтовые пески с углями, корненос ными горизонтами и следами жизнедеятельности мелководных ор ганизмов. Они переслаиваются с морскими сланцами. Первые при знаки глубоководной седиментации появляются в раннем киме ридже, вблизи основания которого л е ж и т песчаник Олтнаквил. По следний представлен массивными многоярусными русловыми пе сками с отдельными рассеянными гранулами и обломками. Верх ние части русел часто бывают выполнены плоскослоистыми отло жениями (рис. 140).

На песчанике Олтнаквил залегают черные слоистые углистые сланцы с редкой морской фауной и обильными растительными 16* Р И С. 137. В и д к с е в е р у о т Б р о р а, С а т е р л е н д.

Разлом Хелмсдепл отделяет береговую полосу (внизу) с отложениями юрского возраста от холмов, сложенных породами палеозойского фундамента на западе остатками (рис. 141). Вверх по разрезу толща постепенно перехо дит в тонкопересланвающиеся сланцы и песчаники. Последние имеют резкие, иногда эрозионные, подошвы и постепенные пере ходы в верхних частях. Они могут быть массивными, пластинча тыми и косослоистыми и напоминают турбидиты (рис. 142). Лате рально выдержанные турбидитовые покровные пески местами пе рекрываются более толстыми пачками грубозернистых массивных песчаников. Эти последние обычно прорезаны руслами с внутри формационными прослоями галечных конгломератов (рис. 143).

Верхняя часть, приблизительно 500 м, обнажающегося разреза представлена валунниками Хелмсдейл (рис. 144). Это весьма вы разительные и обширные по распространению конгломераты с глы бами, размеры отдельных из глыб сравнимы с размерами неболь шой фермы на Шотландском нагорье. Конгломераты переслаи ваются с черными сланцами и тонкими турбидитовыми песками.

Валунная толща обнаруживает интересные изменения по верти кали. Многие обломки в нижней части толщи вне всякого сомне ния представляют собой переотложенные мелководные юрские песчаники. Им присуща косая слоистость, иногда отмечается смя тость, что свидетельствует о том, что они попадали сюда в полу консолидированном состоянии. Однако вверх по разрезу эти об ломки исчезают, и их место занимают галька и валуны девонского песчаника Олдрэд. Матрикс валунной толщи т а к ж е меняется вверх по разрезу;

становясь более известковистым, он часто содержит скелетный пэккит (packstone), куда входят разного рода фауни стические остатки: аммониты, брахиоподы, устричные, кораллы, иглокожие и обломки криноидей. По всей валунной толще раз виты обильные оползания, встречаются т а к ж е отдельные дайки песчаника (рис. 145 и рис. 146). Кровля валунной толщи Хелмс дейл не обнажена, хотя обнажения мелководных морских песча Р И С. 138. С х е м а т и ч е с к а я г е о л о г и ч е с к а я к а р т а о с т а н ц а Х е л м с д е й л, С а т е р л е н д :

/ — валунник Хелмсдейл (верхняя юра);

2 — песчаник Олтнаквил (верхняя юра);

3 — ниж не- и среднеюрские песчаники и сланцы;

4 — пермотриасовые красноцветные толщи;

S — каледонские метаморфические и интрузивные породы, перекрытые девонским песчаником Олдрэд ников раннемелового возраста известны на дне залива Морей Ферт.

Пермотриасовые континентальные толщи и паралические на пластования нижне-среднеюрского возраста нами не рассматри ваются. Чтобы проиллюстрировать характерные особенности глу боководных песков, мы обратимся к разрезу верхнеюрских пород.

Осадочные образования нижней и средней юры обнаруживают признаки, типичные д л я мелководных отложений. Перекрывающие 245.

го Г- Конгломераты со следами размыва и оползней (обломочные потоки) — 200 м CC CC X Валунник Хелмсдейл X Массивные русловые лески (внутренний конус) Турбидитовые покров ные пески (внешний WmШ конус) Пластинчатые сланцы (дно бассейна) Массивные русловые пески Песчаник Олтнаквил (песчаные потоки) CC CC х Уголь Брора Ч Аллювиапьно-дельтовые пески и сланцы морского мелководья CC tc I * s X О Красноцветная аллювиальная толща S Р И С. 139. С т р а т и г р а ф и ч е с к и й р а з р е з, ф а ц и и и п р е д п о л а г а е м ы е о б с т а н о в к и на копления мезозойских отложений побережья Сатерленд.

Мощности формаций могли быть определены лишь приблизительно из-за сильного влия ния разломов;

стратиграфия доверхнеюрских отложений дана схематично;

верхняя и ниж няя части разреза не приведены. Сплошная стрелка, направленная вверх, показывает ис чезновение юрских валунов;

сплошная стрелка, направленная вниз, показывает исчезнове ние девонских валунов;

стрелка с пунктиром — направление продвижения подводного конуса Р И С. 140. О б н а ж е н и е песчаника О л т н а к в и л — многоярусные массивные русло в ы е песчаники, интерпретируемые к а к о б р а з о в а н и я песчаных потоков. Л о т б е г Пойнт, С а т е р л е н д массивные русловые песчаники Олтнаквил демонстрируют ано мальные черты. Отсутствие косой слоистости показывает, что эти песчаники не были отложены волокущими морскими течениями.

Их массивность, вместе с наличием рассеянных обломков свиде тельствует о том, что они могли быть отложены песчаными пото ками ( g r a i n f l o w s ), перемещавшимися по ложбинам. Песчаники Олтнаквил маркируют начало склона от мелководья к глубоко водью. Нет никаких сомнений в том, что этот склон образовался в результате поднятия по разлому Хелмсдейл.

Очевидно, что накопление черных пластинчатых сланцев, ко торые з а л е г а ю т на песчаниках Олтнаквил, происходило в морской обстановке ниже уровня волнового воздействия, однако обилие растительных остатков показывает, что область осадконакопле ния располагалась у самого берега. Контакт песков песчаных^по токов с бассейновыми сланцами маркирует значительное опуска ние морского дна. Сланцы бассейна перекрыты турбидитовыми по кровными песками, на которых залегают более мощные русловые галечные пески. Согласно закону Валтера т а к а я вертикальная по следовательность фаций, по-видимому, обязана своим накоплением продвижению подводного конуса по дну бассейна. Турбидитные покровные пески отлагались на внешнем конусе и были перекры ты русловыми песками внутреннего конуса.

В ы ш е л е ж а щ и е валунники Хелмсдейл обнаруживают все отли чительные признаки подводных обломочных потоков. Очевидно, обломки сносились к з а п а д у с соседнего тектонического уступа 247.

Р И С. 141. Слоистые черные сланцы, отлагавшиеся на дне бассейна. Лотбег Пойнт, Сатерленд Р И С. 142. Г р а д а ц и о н н ы е слои т у р б и д и т о в ы х песчаников (сланцев), интерпре т и р у е м ы е как о т л о ж е н и я внешнего конуса. Л о т б е г - П о й н т, Сатерленд 248.

Р И С. 143. М а с с и в н ы е русловые песчаники, врезанные в турбидитовые песчаники С а т е р л е н д " и н т е р п р е т и Р У е м ы е к а к о т л о ж е н и я внутреннего конуса. Л о т б е г - П о й н т, ^ерпоети0у1?сяек^ВЙ„„ВаЛуННН« Хелмсдейл (тонкозернистая разновидность);

1 П °Т0Ка С 6 ™ Щ ^ ° " ° " разлома Г 249.

Р И С. 145. С л о и с т о с т ь о п о л з а н и я в т о н к о п е р е с л а и в а ю щ п х с я п е с ч а н и к а х и с л а н ц а х в в а л у н н и к о в о й т о л щ е Х е л м с д е й л. К и н т р а д в е л л, С а т е р л е н д (а и б) На фотографиях видно, что накопление осадков происходило на склоне Р И С. 146. Д а й к а песчаника в верх неюрских о т л о ж е н и я х, К и н т р а д в е л л, Сатерленд Хелмсдейл. Видимо, пологий склон, который обусловил возникно вение песчаных потоков, постепенно становился все более крутым до тех пор, пока подводный тектонический уступ не проявился на поверхности. Вначале юрские осадки эродировались с поднятого блока и перераспределялись в виде турбидитных песков и отло жений обломочных потоков на прилежащих участках дна бассей на. После их удаления источником материала обломочных пото ков становится литифицированный песчаник О л д р э д девонского возраста. Скальный субстрат поднятого блока позволил развиться бентосной фауне, остатки которой послужили источником детри та бассейновых отложений. Р а з л о м о о б р а з о в а н и е продолжалось и после отложения верхнеюрской валунной толщи. Любопытно, что хотя слои валунника местами отделены разломом от гранитов Хелмсдейл, они не содержат их обломков. Это з а с т а в л я е т предпо лагать, что движения послеюрского возраста могли иметь продоль ную компоненту. Характерную последовательность событий, опи санных выше, иллюстрирует рис. 147. Верхнеюрское рифтообразо вание происходило т а к ж е вдоль грабена Викинг в Северном море.

Многие месторождения нефти связаны происхождением с глубо ководными песчаниками и валунниками, отлагавшимися вблизи тектонических уступов, аналогичных уступу Хелмсдейл, описанно му выше. Таким образом, модель осадконакопления, полученная по береговым обнажениям, оказывается приложимой к случаям погребенных осадков дальней прибрежной зоны (рис. 148).

251.

Р И С. 147. Г е о ф а н т а с м о г р а м м а, и л л ю с т р и р у ю щ а я с о о т н о ш е н и е р а з л о м а Х е л м с д е й л с н а к о п л е н и е м с о о т в е т с т в у ю щ и х ю р с к и х о с а д к о в. По Невес, Селли (1975), с разрешения Норвежской нефтяной ассоциации.

1 — на глубине по ЛИНИИ разлома Хелмсдейл начинаются тектонические движе древнего ния;

наклон морского дна вызывает движение масс песка в виде потоков;

2 — тектониче ский уступ взламывает морское дно;

углистые дельтовые пески в виде турбидитов и кон солидированных блоков смешиваются с девонскими валунами;

3 — поднятый блок возды мается выше уровня волнового воздействия;

при смещении юрских скелетных мелковод ных песков по скалистому девонскому субстрату образуется матрикс девонского валунни ка;

4 — послераннемеловое поднятие (?);

все юрские и многие девонские осадочные на копления на поднимающемся блоке денудировэны, так что обнажились хелмсдейлские граниты Р И С. 148. С е й с м н ч е с к т ! р а з р е з через ю р с к и й в а л у н н и к п о д в о д н о г о к о н у с а, ме с т о р о ж д е н и е н е ф т и Б р э, о к р а и н а г р а б е н а Викинг, С е в е р н о е м о р е. По [34], с раз решения Института нефти.

Скопление нефти, аналогичное известному в валунниках Хелмсдейл, обнажающихся на по бережье Сатерленд флиш впадины анно, приморские альпы:

описание и интерпретация В качестве другого примера выбрана богатая турбидитами ф л и ш е в а я серия из типовой области фации флиша — впадины Анио, огибающей с юго-запада массив Аржентер-Меркангур в Приморских Альпах (юго-восток Франции, рис. 149). Р а з р е з вскры вает более 650 м флишевых отложений, возраст которых варьирует от позднего эоцена до олигоцена. В осевой части впадины флише в а я фация согласно залегает на верхнеэоценовых мергелях. Лате рально тела песчаников такой ж е мощности врезаны на краях впа дины в подстилающие мергели. Здесь выделяются две различные Р И С. 149. С х е м а т и ч е с к а я г е о л о г и ч е с к а я к а р т а в п а д и н ы Анно, П р и м о р с к и е А л ь пы. По [90], модифицировано.

1 — флишевая фация подводного конуса;

2 — грубозернистая краевая фация подводных каньонов;

3 — направление палеотечений Р И С. 150. С х е м а т и ч е с к и й р а з р е з, и л л ю с т р и р у ю щ и й в з а и м о о т н о ш е н и я г а л е ч н о й фации подводных каньонов Конт и флиша подводного конуса Пейра-Кава:

1 — галечные песчаники;

2 — толща, в которой песчаники преобладают над сланцами;

3 — толща, в которой сланцы преобладают над песчаниками;

4 — эрозионная подошва;

5 — постепенный переход фации: осевая область впадины содержит флиш;

по краям прогиба располагаются языки грубозернистых песчаников и конгломератов (см. рис. 149). Ф л и ш е в а я фация области Пейр а - К а в а исследована очень подробно. Последовательность отложений представлена классическим чередованием песчаников и сланцев. По мере того, как формация прослеживается на север, т. е. д а л е е внутрь впа дины, песчаники становятся менее обильными и более мелкозер нистыми. Во всех вертикальных р а з р е з а х отмечается увеличение значения песчано-глинистого коэффициента вверх по разрезу (рис. 150). Песчаники плохо сортированы, по размеру частиц из меняются от грубо- до тонкозернистых, петрографически класси фицируются с трудом;

согласно принятой классификации варьи руют от аркозов до граувакк. Мощность слоев песчаников различ на, но, как правило, измеряется дециметрами, хотя иногда встре чаются слои более 1 м. Во внутренней структуре песчаники обна р у ж и в а ю т все классические признаки турбидитов. Практически всем пачкам присуща сортировка по размерности, а последова тельность слоев А—E в пачке, впервые выделенная и получившая свое определение именно в этой типовой области, хорошо развита (см. рис. 135). Подошвы песчаников эрозионные, с различным на бором придонных текстур, включая отпечатки выемки, желобки, канавки, отпечатки нагрузки, знаки р а з м ы в а и заполнения. Па леотечения, у с т а н а в л и в а е м ы е в песчаниках, обнаруживают, как правило, перенос в северном направлении и радиально расходятся от южного апекса современных грушевидной формы выходов на поверхность формации П е й р а - К а в а. В толще обнаружены следы жизнедеятельности и тела ископаемых организмов. Песчаники и сланцы иногда пронизаны ходами илоядных червей, моллюсков и т. п., местами отмечаются т а к ж е ископаемые следы движения, фиксируемые контактом песчаника и сланца. Довольно редки на ходки гастропод, шипов иглокожих и фекальных пеллет. Имеется ассоциация пелагических фораминифер.

Д р у г а я фация развита в виде останцов к югу и западу от фли ша в центре впадины Анно (см. рис. 149). Эти останцы з а н и м а ю т синклинали, простирающиеся с севера на юг. Эрозионные подошвы и ограниченное распространение этих изолированных тел свиде тельствуют о том, что их современная геометрия вполне соответ ствует первоначальной. П о л а г а ю т поэтому, что хни отлагались в огромных л о ж б и н а х шириной до 5 км, превышение бортов при этом составляло несколько сотен метров. Литологически осадок, з а п о л н я ю щ и й ложбины, сильно отличается от расположенного к северу флиша. Сланцы редки, песчаники грубозернистые, плохо сортированные, с галькой, слоистость л и н з о о б р а з н а я за счет вну тренних размывов, распространена слоистость оползания. Присут ствуют раковины морских моллюсков вместе с ф о р а м и н и ф е р а м и и остатками растений. Контактирующие песчаные и сланцевые слои редки. Ориентация ряби, знаков р а з м ы в а, направление л о ж б и н и черепитчатое расположение гальки у к а з ы в а ю т на северное направ ление палеотечений.

255.

Флишевые песчаники впадины Анно о б н а р у ж и в а ю т все класси ческие признаки турбидитов, которые были рассмотрены в начале этой главы. Грубая фация маргинальных ложбин могла бы, на первый взгляд, считаться аллювиальной. Однако присутствие мор ской фауны и оползни у к а з ы в а ю т на то, что эти отложения фор мировались в подводных каньонных системах, имеющих уклон к северу. Тот факт, что вниз по течению они соединяются с флише вой фацией, предполагает, что последняя о т л а г а л а с ь на подводных конусах, которые надстраивались в северном направлении в более глубоких частях впадины. Особенно показательно соотношение га лечных песчаников и системы каньонов у Конта, от северного кон ца которой радиально расходятся палеотечения флиша (см.

рис. 143).

В заключение отметим, что этот пример является классическим для флиша, отложенного преимущественно морскими, контроли руемыми склоном, мутьевыми течениями. Наиболее впечатляющим следует признать сходство этих образований с комплексами шлей фовых конусов современных подводных каньонов.

дискуссия В этой главе было дано описание отличительных признаков ха рактерной седиментологической ассоциации осадочных текстур и песчаников с градационной слоистостью, которым отвечают многие современные и древние обстановки осадконакопления. Такого рода разрезы принято обычно считать турбидитами, связывая проис хождение с мутьевыми суспензионными течениями с убывающей скоростью. Д о к а з а т е л ь с т в а, приводимые в случае древних турби дитов, основываются главным образом на экспериментах и наблю даемом сходстве с современными глубоководными песками, интер претируемыми как турбидиты.

Принято считать, что большинство морских глубоководных пе сков являются турбидитами. Большие объемы пород флиша выхо дят в настоящее время на поверхность в горных цепях;

полагают, что они накапливались в линейных прогибах, именуемых геосин клиналями. Многие древние флишевые песчаники о б н а р у ж и в а ю т плохую сортировку, включают значительное количество полевого шпата и обломков. Петрографически такие песчаники являются граувакками.

Широко дискутируется и вопрос о глубине накопления турби дитов. В качестве общего правила можно принять, что, хотя муть евой поток может возникнуть и на мелководье, чтобы воспрепят ствовать полной переработке турбидита волокущими течениями, в этом случае должно было бы происходить быстрое погребение или отложение осадка ниже уровня волнового воздействия. Одна ко, как мы видели, граувакки с градационной слоистостью, интер претируемые как турбидиты, встречаются в торридонских сериях Шотландии, где они переслаиваются со сланцами с характерными трещинами высыхания. Известны примеры мелководных турби дитов [90].

Большинство исследователей отдают, однако, предпочтение глу боководному происхождению флишевых турбидитов. Основанием для такого заключения служат в основном палеонтологические данные. Многие флишевые песчаники содержат фрагменты мелко водных морских макрофоссилий, бентосные фораминиферы и остатки растений, но переслаивающиеся с ними сланцы несут пе лагические фораминиферы, что может свидетельствовать в пользу значительных глубин. Так, для бассейна Вентура в шт. Калифор ния описана турбидитовая толща мощностью 6000 м. Найденные в низах этой толщи фораминиферы сравнимы с видами, ныне жи вущими на глубине 1200—1500 м. Состав фораминифер выше по разрезу, судя по современным видам, предполагает меньшие глу бины. В верхней части разреза турбидиты переходят в аллювиаль ные отложения с костями лошади. Результаты исследования этой толщи подверглись критике на том основании, что распростране ние современных фораминифер зависит не только от глубины, но и от температуры воды и других экологических факторов.

При палеонтологическом исследовании сланцев Ясло (олиго цен) флиша Кросно в К а р п а т а х на территории П Н Р были найде ны ископаемые рыбы со светочувствительными органами, анало гичные видам, ныне обитающим в глубинах океана. Третичный флиш Пиренеев содержит ископаемые следы, интерпретируемые как отпечатки птичьих лап. Исключая последний курьезный слу чай, фаунистические и седиментологические данные свидетель ствуют о том, что флишевые пески отлагались на глубине н и ж е уровня волнового воздействия. Отложение осадков либо происхо дило на больших глубинах, либо было слишком быстрым, чтобы мог развиться обильный бентос. Вопрос о глубине отложения фли ша очень подробно рассматривается в работах [22, 24 и 100].

Критика турбидитовой гипотезы, объясняющей происхождение флиша, основана на таких доводах: флишевые пески не похожи на современные глубоководные пески, а если бы д а ж е такое сход ство существовало, то сами глубоководные пески никоим образом не могут считаться турбидитами, ибо обязаны своим происхожде нием волокущим течениям с убывающей скоростью. Эта критиче ская позиция получила поддержку в некоторых исследованиях палеотечений, обнаруживших несоответствие палеосклонов и инди каторов флишевых палеотечений. Те и другие д о л ж н ы были бы совпадать, если флишевые песчаники были отложены гравитаци онно контролируемыми мутьевыми потоками.

В настоящее время разрешить эти споры («за» или «против»

турбидитового происхождения флиша) трудно. Несмотря на три десятилетия интенсивных исследований, эта восхитительная ф а ц и я все еще, как и прежде, бросает вызов геологу.

17 Зак. 803 экономические аспекты В случаях, когда глубоководные морские пески очевидно были вовлечены в процессы геосинклинального орогенеза, они не явля ются потенциальными ловушками углеводородов. Начинающийся метаморфизм уничтожает пористость и приводит к распаду угле водородов, тогда как структурные деформации ведут к утечке по ровых флюидов.

При отсутствии орогенеза глубоководные морские песчаники часто оказываются высокопродуктивными на нефть и газ, в част ности, когда они приурочены к основаниям дельт или ограничен ным р а з л о м а м и прогибам с замкнутой морской циркуляцией.

В этих случаях илы пелагических бассейнов могут явиться постав щ и к а м и нефти и газа. Углеводороды могут мигрировать вверх че рез песчаники турбидитовых конусов, с которыми илы фациально переслаиваются. Скопление нефти и газа может происходить как в структурных, так и в стратиграфических ловушках, там, где пе ски подводных каньонов оказываются запечатанными сверху не проницаемыми склоновыми илами. Турбидитовые конусы обычно имеют более низкую пористость и проницаемость, чем пески, от л о ж е н н ы е в каньонах песчаными потоками, но для них характерна большая л а т е р а л ь н а я выдержанность. О юрских подводных ко нусах Северного моря у ж е упоминалось. Продуктивными являют ся глубоководные морские пески палеоценового возраста место рождений Фортиез и Монтроз. Месторождение Фригг связано с раннеэоценовым подводным конусом.

Другой пример высокопродуктивного месторождения нефти в турбидитах относится к западной Калифорнии. Здесь свыше 10 000 м турбидитов накопилось в третичных бассейнах, ограни ченных разломами. Последующие тектонические движения созда ли лишь пологую складчатость. К а к у ж е упоминалось, форамини феры, обнаруженные в сланцах, свидетельствуют о том, что пер воначальные глубины бассейна составляли около 1200 м. По-види мому, эти сланцы и являлись материнскими породами. Несмотря на слабую сортированность и относительно низкие пористость и проницаемость, турбидитовые песчаники оказались хорошими неф тяными ловушками за счет того, что отдельные слои имели не обычно большую для турбидитов мощность — иногда более 3 м.

Кроме того, широкое распространение имеют многоярусные песча никовые толщи;

сланцы между турбидитами отсутствуют, по-ви димому, в связи с эрозией или частой повторяемостью мутьевых потоков.

В третичных турбидитовых фациях Калифорнии можно выде лить три основных геометрических типа, которые могут быть соот несены с глубоководными образованиями, ныне формирующимися вблизи калифорнийского побережья. К первому типу относятся шнурковые турбидитовые тела, иногда располагающиеся вдоль синседиментарных синклиналей (ср. с каньоном Конт в Примор ских Альпах). В одной из работ [30] рассматривается такое обра Р И С. 151. Р а з р е з ы по п а л е о п р о с т и р а н и ю т у р б и д и т о в ы х т о л щ ( о б ъ я с н е н и е см.

в тексте):

/—а— каньон Конт, впадина Анно, Приморские Альпы;

б — каньон Роуздейл, бассейн Сан Хоакин, Калифорния;

в — каньон Сансино, бассейн Лос-Анджелес, Калифорния;

г — турби дитовый конус Тарзана, бассейн Лос-Анджелес, Калифорния;

д — турбидитовая формация дна бассейна: турбидитовый покров Ренетто, бассейн Лос-Анджелес, Калифорния;

И — все рассмотренные образования даны в едином масштабе, без увеличения по вертикали 258.

зование мощностью 50 м и шириной 600 м;

состав фораминифер предполагает накопление этих осадков на глубине 700 м. Каньон Роуздейл (миоцен) бассейна Сан-Хоакин при ширине около 1,8 км содержит более 4000 м турбидитов. Он может быть прослежен вниз по склону приблизительно на 8 км, а с о д е р ж а щ а я с я в турби дитах фауна предполагает глубину накопления более 400 м.

Шнурковые турбидиты такого типа, вероятно, формировались в подводных каньонах, напоминающих каньоны современных кон тинентальных окраин.

Второй тип геометрии демонстрируют турбидитовые тела, ко нусоподобные в плане и линзоподобные в поперечном сечении.

Раннемиоценовый конус Т а р з а н а [30] имеет около 100 км в ши рину при мощности 1200 м. Состав фораминифер предполагает глу бину отложения приблизительно 1000 м. Другие примеры конусов демонстрируют лопастные и ветвящиеся формы. Подобная геоме трия может рассматриваться в качестве аналога современных ко нусов, сформировавшихся за счет выхода осадков из устий под водных морских каньонов на абиссальные равнины.

Третий тип фациальной геометрии — покровы, обнаруженные в третичных турбидитах Калифорнии. Полагают, что в этом случае отложение происходило на дне бассейна. Примером этого типа мо ж е т служить формация Ренетто (нижний плиоцен): при макси мальной мощности более 750 м она покрывает площадь более 2000 км 2 [83].

Все три типа геометрии морских глубоководных фаций пред ставлены на рис. 151. Нефть обнаружена в глубоководных морских песках, определенная роль в организации ее добычи, несомненно, принадлежит седиментологии.

подповерхностная диагностика морских глубоководных песков Из-за экономической важности этих отложений распознаванию морских глубоководных песков как в поверхностных обнажениях, так и в погребенном состоянии, уделяется большое внимание [74, 79].

Подводные морские каньоны и конусы могут быть закартиро ваны по результатам скважинного к а р о т а ж а и данным сейсмиче ских исследований. Сейсмические профили, ориентированные па раллельно палеосклону, позволяют идентифицировать морские глу боководные песчаники у подошв продвигающихся дельт или под водных тектонических уступов (см. рис. 65 и 148, соответственно).

Сейсмические разрезы параллельные палеопростиранию, позво ляют выявлять палеорельеф поверхности отмерших подводных конусов (рис. 152). Иногда возможно определить геометрию ко нуса в целом (рис. 153), хотя необходимо отметить, что сама по себе конусообразная форма не является характерным признаком морского подводного конуса, ибо это могут быть и а л л ю в и а л ь н ы е конусы и лопасти дельт.

Р И С. 152. Сейсмический профиль через нефтяное м е с т о р о ж д е н и е Фригг пока з ы в а е т палеорельеф з а л е ж и, приуроченной к погребенному п о д в о д н о м у конусу (местоположение см. рис. 153);

по Heritier et al. (1981), с разрешения Инсти тута нефти Глубоководные морские отложения отличаются литологическим разнообразием, изменяясь от валунников до самых тонких силтов.

В турбидитовых песчаниках, где поступление осадка шло как из дельт, т а к и с морского шельфа, часто встречаются смешанные в разных соотношениях глауконит, обломки раковин, слюда и угли стый детрит. К а к у ж е отмечалось, карбонатные турбидиты встре чаются у подошвы карбонатных шельфов. Д л я турбидитовых пе сков характерно смешение перенесенной мелководной фауны с фау ной пелагической с ихнофацией Nereites в сланцевых прослоях.

При наличии керна в турбидитах подводного морского конуса может быть установлен цикл А—E Боума, а в подводных каньо нах выявлены диагностические признаки песчаных потоков.

Особенно показательны в диагностическом отношении графики г а м м а - к а р о т а ж а и к а р о т а ж а по естественным потенциалам, одна ко они могут быть спутаны с дельтовыми. Турбидитовые последо вательности проявляют весьма «нервный» характер: кривые имеют большой р а з м а х колебаний. Это о т р а ж а е т переслаивание песчани ков и сланцев, но вертикальная р а з р е ш а ю щ а я способность того и другого видов к а р о т а ж а редко оказывается достаточной для того, чтобы реально определить отдельные градационные слои. Р а з р е з ы турбидитовых конусов часто обнаруживают общее опесчанивание вверх по разрезу, что отражает продвижение конуса поверх слан цев в сторону бассейна.

Подводные морские каньоны, будучи заполнены песками пес чаных потоков, обнаруживают на каротажных графиках постоян ное отсутствие каких-либо характерных признаков при резких нижних поверхностях, отвечающих эрозионным подошвам дна каньонов. Обычно они находятся над участком кривой, соответ ствующим продвигающемуся конусу. Эти к а р о т а ж н ы е графики приведены на рис. 154. Рисунок 155 иллюстрирует конкретный при мер для Северного моря.

261.

Р И С. 153. С т р у к т у р н а я к а р т а к р о в л и н е ф т е г а з о в о й з а л е ж и Ф р и г г в С е в е р н о м море. М е с т о р о ж д е н и е приурочено к подводному конусу нижнеэоценового воз раста:

/ — сейсмический профиль, приведенный на рис. 152;

2 — граница раздела нефти и воды Типичные для морских глубоководных песчаников виды записи выявляются и на графиках наклономерного к а р о т а ж а. В подвод ных каньонах гетерогенная структура валунников и песков песча ных потоков может д а в а т ь хаотичную запись — т а к называемый «мешок с гвоздями». Каньоны, заполненные турбидитами, могут обнаруживать «красный мотив» с уменьшением наклонов вверх по разрезу, о т р а ж а ю щ и й постепенное заполнение изогнутого дна каньона. Наклоны будут направлены к оси каньона, как в случае Р И С. 154. Д и а г р а м м ы, и л л ю с т р и р у ю щ и е т и п ы к а р о т а ж н ы х к р и в ы х (А) и гео м е т р и и ( 5 ) г л у б о к о в о д н ы х м о р с к и х песков.


Обращает на себя внимание сходство кривых, отвечающих продвигающемуся подводному конусу и ветвящимся руслам дельты Р И С. 155. К е р н о в ы й к а р о т а ж и г а м м а - к а р о т а ж м о р с к и х г л у б о к о в о д н ы х п е с к о в С е в е р н о г о м о р я. По [ 7 9 ], с разрешения Американской ассоциации геологов-неф тяников.

Следует обратить внимание на то, что верхняя часть колонки с турбидитовыми признаками коррелируется с изменчивой кривой гамма-каротажа, в то время как нижней части колон ки, интерпретируемой как осадки песчаных потоков, соответствует стационарная кривая.

а — гравий, б — песок, в — силт, г — глина.

Р И С. 156. Т и п ы з а п и с е й ( « м о т и в ы » ) н а к л о н о м е р н о г о с к в а ж и н н о г о к а р о т а ж а г л у б о к о в о д н ы х м о р с к и х п е с к о в в с л у ч а е с к л о н о в ы х п е с ч а н ы х п о т о к о в или к о н г л о м е р а т о в ы х р у с е л ( о б ъ я с н е н и я см. в т е к с т е ) :

« — «зеленый мотив», структурный наклон в сланцах 2° CB;

б — «мешок с гвоздями», ха рактерный для гетерогенных конгломератов и песков песчаных потоков мелководных русел, однако (поскольку отсутствует косая слои стость) наклонов, направленных вниз по оси каньона, здесь не бу дет. Иногда разрез развивающегося конуса обнаруживает на гра ф и к а х «голубой» мотив, с увеличением угла наклона вверх по раз резу, аналогичный тому, что наблюдается для склонов дельт. К а к и в последнем случае, наклон слоев при этом т а к ж е у к а з ы в а е т направление продвижения осадков (рис. 156, 157).

Литература: [8, 17, 22, 24, 30, 34, 44, 49, 74, 79, 90, 97, 100, 103, 108].

ГЛАВА XI ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ОСАДКИ СОВРЕМЕННЫЕ ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ОСАДКИ В этой главе описываются пелагические осадки. Этот термин «обычно применяется к морским отложениям, в которых фракция, снесенная с континента, указывает на выпадение из минеральной суспензии, развитой по всей водной толще глубоких частей океа на» [6]. Д о к а з а т ь, что древний осадок был отложен в пелагиче ских условиях, как это понимается в вышеприведенном определе нии, значит установить как факт его накопления на большой глу Р И С. 157. Т и п ы з а п и с е й ( « м о т и в ы » ) с к в а ж и н и о г о н а к л о н о м е р н о г о к а р о т а ж а м о р ских глубоководных песков, ассоциируемых с т у р б и д и т а м и русел п р о к с и м а л ь ного конуса (вверху) и турбидитами дистального конуса (внизу).

Объяснения см. в тексте бине, т а к и отсутствие континентального влияния. И з дальнейшего рассмотрения следует, что, когда речь идет о древних отложениях, сделать это нелегко. Поэтому более надежно определять пелаги ческие отложения как осадки открытого моря.

Необходимость проводить различие между глубиной и «мори стостью», т. е. удалением от суши, при анализе обстановки осадко накопления предполагаемых древних пелагических отложений под черкивалась неоднократно. Среди современных морей могут быть выделены моря континентальных шельфов, которые отделяются от океанов перегибом шельфа приблизительно на глубине 200 м.

Отложения современных океанов интенсивно изучаются. Осо бенно в а ж н ы е характеристики осадков современного океанического д н а приводятся в д о к л а д а х D. S. D. P. (Deep Sea Drilling P r o j e c t ).

Б о л е е конкретные обзоры сосредоточены в сборниках [37, 46, 60, 72, 76, 92] и других работах.

В общем современные океанические осадки могут быть под разделены на такие типы: 1) терригенные осадки, 2) известковые илы, 3) кремнистые илы, 4) красные глины, 5) железо-марганце вые отложения.

Н и ж е будет дана краткая характеристика каждого типа с ука занием распространения.

Терригенные осадки располагаются вблизи континентов. К ним относятся глинистые отложения и глубоководные морские пески, вероятно, турбидитовые по происхождению (см. гл. X). Известко вые илы (oozes, muds) состоят в основном из раковин микрофос силий. М о ж н о выделить среди них две разновидности: птероподо вые илы, состоящие главным образом из арагонитовых раковин этого моллюска, и фораминиферовые илы, материал которых пред ставлен преимущественно кальцитовыми остатками фораминифер, часто рода Globigerina.

Кремнистые илы состоят из скелетов диатомей и радиолярий.

Красные глины — красные и темно-коричневые илы, которые, к а к полагают, образовались из тончайшей разносимой ветром пыли континентальных пустынь вместе с чрезвычайно тонкими частица ми вулканического пепла и космической пылью.

Последний тип пелагических осадков по существу является ско рее продуктом диагенеза, чем осадконакопления. Эти осадки пред ставляют собой размытые поверхности морского дна, называемые «устойчивыми подошвами» (hard g r o u n d ), в которые вкраплены и на которых залегают марганцевые конкреции. Установлено, что это наиболее широко распространенные поверхности твердых по род.

Распределение разного типа современных осадков в целом кор релируется с глубиной. Так, на большей части Атлантического н Тихого океанов красные глины встречаются на самых глубоко водных участках, радиоляриевые илы формируются на меньших глубинах, ниже приблизительно 4500 м, кальцитовые форамини ф е р о в ы е илы находятся на дне океана на глубине 4500—3500 м, выше этого уровня преобладают арагонитовые птероподовые и фо 267.

Континент Океанический бассейн Срединно-океанический рифт Р И С. 158. С х е м а т и ч е с к и й р а з р е з с о в р е м е н н о г о о к е а н и ч е с к о г о б а с с е й н а, с о п р я женного со срединно-океаническим рифтом.

Иллюстрирует взаимоотношения между осадками и глубиной. Интересен тот факт, что глубина уровня карбонатной компенсации меняется в зависимости от широты.

I — граница стабильности арагонита;

II — граница стабильности кальцита;

III—VII —типы осадков: III — вулканиты с железистой инкрустацией, IV — птероподовый ил, V — глоби гериновый ил, VI — терригенные осадки, VII — радиоляриевый ил, красные глины и желе зо-марганцевые конкреции раминиферовые илы (рис. 158). Хотя распределение пелагических осадков примерно коррелируется с глубиной, в действительности оно контролируется целым рядом факторов, таких как скорость осадконакопления и скорость растворения. Таким образом, после довательность (по степени увеличения глубины) арагонитовых, кальцитовых, кремнистых и глинистых осадков в значительной мере о т р а ж а е т повышение их химической стабильности. Скорость растворения этих минералов является функцией скорости их по гребения, температуры воды и степени ее насыщения различными химическими элементами, а т а к ж е зависит от гидростатического давления. Только последний из этих факторов действительно непо средственно связан с глубиной. Это иллюстрируется тем ф а к т о м, что независимо от глубины известковые илы плохо развиты в по лярных водах. Обусловлено это низкой температурой воды в при донном слое, за счет чего растворение арагонита и кальцита про исходит с большей скоростью, чем в водах экваториальных частей океана с их более равномерным распределением температур.

Тот факт, что распределение современных пелагических осад ков не о т р а ж а е т напрямую глубину, является критическим в по пытках определить абсолютные глубины древних пелагических от ложений.

В настоящее время океаны занимают большую часть земной поверхности. Соответствующей доминанты глубоководных осадков над мелководными в геологических колонках, однако, не обнару живается. Напротив, древние морские глубоководные отложения оказываются очень редкими. Это отвечает концепции изостазии, так как предполагает, что континенты никогда не были погруже ны на большие глубины ниже уровня океана. Древние глубоковод ные отложения не только редки, но и сама глубина их накопле ния часто спорна. Объясняется это тем, что отделить критерии глубины осадконакопления от тех, что показывают степень уда ленности области накопления от суши, весьма трудно. У п о м я н у тые показатели отнюдь не синонимы, как свидетельствуют совре менные широкие шельфы Атлантического океана. Эта д и л е м м а приобретает еще большую очевидность при обсуждении с л е д у ю щих конкретных примеров.

ТРИАСОВО-ЮРСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ СРЕДИЗЕМНОМОРЬЯ:

ОПИСАНИЕ И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ Длительными геологическими исследованиями было о б н а р у ж е но, что в течение мезозойского и раннетретичного времени в про гибе, простиравшемся от южной Франции и северной И т а л и и д а леко на восток, накапливались морские отложения. В с е р е д и н е третичного периода эти отложения были смяты в складки и под няты, сформировав Альпы и смежные с ними горные цепи. Э т о т прогиб называют геосинклиналью Тетис. В общих чертах с о б ы т и я в этом районе, по-видимому, развивались в такой последователь ности:

1) накопление морских карбонатов и тонкозернистых к л а с т о генных пород (триас — ю р а ) ;

шельфовые отложения;

2) накопление тонких серий глин, кремнистых сланцев и из вестняков, иногда в ассоциации с вулканитами (триас — ранний мел), по происхождению это пелагические осадки;

3) отложение мощных серий флишевых песков/сланцев (мел — олигоцен), турбидиты;

4) фаза складчатости, надвигания и поднятия;

5) отложение кластогенных осадков в краевых предгорных прогибах, т. е. на равнинах севера Швейцарии и Италии. Эта мо лассовая фация является по преимуществу континентальной;

у е е подошвы локально развиты морские, иногда известняковые, осадки (олигоцен — настоящее в р е м я ).

Временные границы этих событий значительно варьируют o r места к месту;

часто в соседних областях две фазы могли происхо дить синхронно. Глины, кремнистые сланцы и известняки второй ф а з ы часто связывают с пелагическими и глубоководными мор скими условиями. Н и ж е будет приведено описание и рассмотрены доводы в пользу такой интерпретации. Эти отложения могут быть, подразделены на три субфации: 1) глинистые сланцы, мергели и микритовые известняки;


2) радиоляриевые кремнистые с л а н ц ы ;

3) красные ж е л в а к о в ы е известняки.

Глинистые сланцы, мергели и микритовые известняки. Эта суб фация состоит из глинистых сланцев, иногда темных, пиритовых* изредка известковых, мергелей и тонкозернистых микрокристал лических известняков. Последние обычно массивны или расслоены.

Литологические разности иногда ритмично переслоены одна с дру гой. Ископаемые, как правило, редки, но хорошей сохранности»

иногда в массовом количестве встречаются на поверхности н а п л а стования. К ним относятся тонкораковинные двустворчатые мол люски, именуемые Posidotiia или Bositra белемниты, аммониты и 269.

брахиоподы. Раковины аммонитов обычно отсутствуют, но встре чаются их аптихи. Наиболее характерные брахиоподы этой фа ции — Pygope, особая форма с полостью в середине. Слои этой фа ции именуют в соответствии с характерной д л я них фауной, а именно: аптиховые мергели, известняки Pigope и т. д. Эта субфа ция широко распространена в верхнеюрских и нижнемеловых по родах Альп, Апеннин и Греции.

Радиоляриевые кремнистые сланцы. Эти сланцы нередко со седствуют с вышеописанной субфацией и имеют то ж е самое гео графическое и стратиграфическое распространение. Они по боль шей части тонкослоистые, темно-серые, черные или красные. Слои стость часто ритмичная с тонкими прослойками глинистого слан ца. В качестве переходных между кремнистыми сланцами и микри т а м и предыдущей субфации иногда отмечаются кремнистые изве стняки. Кремнистые сланцы состоят преимущественно из микро скопических кремнистых раковин радиолярий. Кроме того, они со д е р ж а т в небольшом количестве окремнелые спикулы губок и фо раминиферы. Макрофауна аналогична той, что описана для преды дущей субфации, но встречается намного реже. Эту кремнистую субфацию рассматривают как нерастворимый остаток, в котором к а р б о н а т кальция был полностью растворен.

Красные желваковые известняки, именуемые ammonitico rosso встречаются в ассоциации с двумя предшествующими субфациями и широко распространены в Альпах, Апеннинах и некоторых ча стях Греции. Их возраст изменяется в пределах от триаса до юры.

Литологически эта субфация состоит из слоев розовых микрито вых желваков, плотно упакованных в темно-красный мергельный матрикс. Ж е л в а к и часто покрыты марганцево-железистой коркой (рис. 159). Присутствуют т а к ж е тонкие прослои марганцевых кон креций. Характерными ископаемыми для этой субфации являются аммониты, по которым она и получила свое наименование. Места ми аммониты весьма обильны. Присутствуют т а к ж е аптихи аммо нитов, белемниты, криноидеи, иглокожие, пелециподы, гастроиоды, фораминиферы и спикулы губок. Эти ископаемые часто обнаружи вают следы коррозии и несут минеральные вкрапления. Иногда отмечаются р а з м ы т ы е поверхности напластования, именуемые «устойчивыми подошвами». Субстрат последних очень богат желе зом и марганцем, изредка фосфатизирован. Местами присутствуют следы жизнедеятельности ископаемых рода Chondrites, иногда по верхности перекрыты тонким слоем марганцевых и фосфоритовых конкреций.

Только что описанные субфации имеют много общего. Все они отличаются отсутствием снесенного с суши кварцевого осадка и наличием явно морской фауны. З а счет сложной тектоники их стратиграфические взаимоотношения часто неопределенны, однако палеонтология подтверждает то, что они отлагались в одно и то ж е время как смежные достаточно мощные шельфовые серии, глуби на накопления которых была сравнительно невелика, поскольку иногда они были рифовыми. Часто эти породы перекрыты фли Ж Р И С. 159. А н ш л и ф « а м м о н и т и к о - р о с с о », п е с ч а н и к А д н е т ( н и ж н и й л е й а с ), А д н е т, Австрия. « Обломки бледно-розового микритового известняка заключены в красном глинистом матрик се, обогащенном железом и марганцем шевыми турбидитами. Все субфадии тонкозернисты и лишены оса дочных текстур, таких как косая слоистость и русловые врезы, ко торые предполагают сильное воздействие течений. «Устойчивые подошвы» могли возникать за счет слабого размыва древнего сце ментированного морского дна. Д л я фауны характерно обилие пе лагических фоссилий и скудость бентоса. При сохранности каль цитовых раковин, присущих многим ископаемым формам, любо пытно отсутствие раковин с первичным арагонитовым составом.

Так, кальцитовые аптихи аммонитов встречаются часто, тогда к а к их арагонитовые раковины отсутствуют. Химический состав этих пород необычен из-за обилия органогенных кремния и кальцита в сочетании с необычно большим количеством ж е л е з а, фосфатов и марганца.

Тонкозернистость и отсутствие косой слоистости и русловых врезов свидетельствуют о том, что осадки отлагались в обстанов ке с низким энергетическим уровнем, т. е. ниже уровня волнового воздействия, тогда как наличие «устойчивых подошв» предпола гает периодический размыв течениями.

Как явствует из только что приведенных рассуждений, эти от ложения имеют пелагическое происхождение в том смысле, что они формировались в условиях открытого моря, вне континенталь ного влияния.

Что ж е касается определения точной глубины их накопления, то здесь не все может быть однозначно истолковано. Д о к а з а т е л ь ства, приводимые в пользу больших глубин, основываются на ана логии этих отложений с современными морскими глубоководными осадками. К чертам сходства д о л ж н ы быть отнесены отсутствие 271.

снесенного с суши обломочного материала, скудость знаков тече ния и бентоса, несмотря на присутствие кислорода в придонном слое, о чем свидетельствует наличие красных оксидов ж е л е з а. Из вестняки могут быть сопоставлены с современными глобигерино в ы м и илами, кремнистые сланцы — с современными радиолярие в ы м и илами, железо-марганцевые слои — с красными глинами и ж е л е з о - м а р г а н ц е в ы м и конкрециями. Отсутств ие ископаемых с ара гонитовыми раковинами может быть отнесено за счет большей, по •сравнению с кальцитом, способности арагонита к растворению.

В настоящее время арагонит начинает растворяться на глубинах о к о л о 3500 м, а кальцит — около 4500 м;

горизонты твердых пород («устойчивые подошвы») встречаются на глубинах от 200 до 3500 м [60].

Все эти аналогии предполагают глубоководное происхождение альпийских толщ, описанных выше. С другой стороны, напраши в а е т с я такое возражение: многие из этих критериев или являются сомнительными с точки зрения химизма, или свидетельствуют ско рее об удаленности суши, а не о глубине. Это особенно справед л и в о в случае отсутствия снесенного с суши кварца и обилия тон козернистых глин, а т а к ж е органогенного известнякового и крем нистого осадка. Геохимические исследования современных глубо ководных конкреций придают большое значение соотношению кис л о р о д а, ж е л е з а и марганца в этих образованиях и содержанию в них рассеянных элементов. Современные марганцевые конкреции в настоящее время встречаются на самых разных глубинах и д а ж е в некоторых озерах. Их химические вариации могут определяться не столько глубиной, сколько близостью тех или иных химических элементов, поступающих с суши [19]. Аналогично этому скорости растворения арагонита и кальцита контролируются не только глу биной, но т а к ж е температурой воды, как у ж е указывалось в на ч а л е этой главы. Скорость седиментации т а к ж е может оказывать влияние на растворение: медленное погребение осадков увеличи в а е т время коррозии раковин на морском дне [19].

Примечательны т а к ж е соотношения фаций этих предположи тельно глубоководных морских отложений. Например, в синкли н а л и Ункен в Австрии имеется 300-метровая толща юрских пела тических известняков, радиоляриевых кремнистых сланцев и «ам монитико-россо», для которой определены глубины отложения [60] 4000—5000 м. Эта толща залегает на закарстованной поверх ности верхнетриасовых известняков, а вверху несогласно перекры вается нижнемеловыми (берриас) известняками. По-видимому, м е ж д у концом триаса и нижним мелом происходили медленные тектонические колебания.

Итак, тонкозернистые известняки, «аммонитико-россо» и ра д и о л я р и е в ы е кремнистые сланцы Средиземноморья несомненно яв л я ю т с я морскими отложениями. Они накапливались в низкоэнер гетической обстановке ниже уровня сильных течений и, как свиде тельствует отсутствие водорослей, г л у б ж е эйфотической зоны. От носительно маломощная, но непрерывная стратиграфическая по Р И С. 160. Г е о ф а н т а с м о г р а м м а, и з о б р а ж а ю щ а я ф о р м и р о в а н и е п о р о д « а м м о н и т и к о - р о с с о » и с о п у т с т в у ю щ и х ф а ц и й Тетиса в течение т р и а с а и ю р ы.

Следует обратить внимание, что блоки, ограниченные разломами, могут колебаться о г эйфотической зоны ниже уровня карбонатной компенсации в результате тектонических HJ эвстатических процессов.

1 — пеллетовые илы шельфа;

/ / — рифы и оолитовые осадки мелководья;

/ / / —карбонат ные обломочные потоки, турбидиты и пелагические известняки;

/К — красные желваковые;

известняки, корродированные фоссилии и «устойчивые подошвы»;

V — радиоляриевые крем нистые сланцы и красные глины;

обстановки: А — шельф выше эйфотической зоны. Б — бассейн с быстрым осадконакоплением, В — шельф ниже эйфотической зоны- Г — неком пенсированный бассейн следовательность осадков свидетельствует о том, что их н а к о п л е ние происходило медленно при малом влиянии сносимого с суши материала (рис. 160). Эти отложения можно уверенно соотносить с пелагической обстановкой осадконакопления. Сравнение с совре менными морскими глубоководными осадками предполагает их глубоководное происхождение. Однако распространение этих отло жений не зависит прямо от глубины, многие черты сходства тех:

и других осадков могут контролироваться не только глубиной, н о и служить показателем удаленности от суши. Поэтому такое с р а в нение не является обоснованным.

ДИСКУССИЯ Независимо от того, являются или нет вышеописанные отло жения глубоководными, очень в а ж н о отметить следующее. П е л а г и ческие фации часто присутствуют в сходной позиции и в других, древних геосинклинальных толщах. Их можно наблюдать в верхне палеозойских отложениях варисской геосинклинали, протянувшей ся от южной И р л а н д и и и юго-западной Англии на восток череа Центральную Европу. Девонские и карбоновые породы этих р е гионов часто включают черные пластинчатые сланцы с о с т р а к о д а м и и трилобитами, радиоляриевые кремнистые сланцы и ж е л в а ковые известняки, содержащие цефалоподы, сходные с «аммони тико-россо» [60].

Исследования, проведенные в начале 60-х годов Р. Голдингом,.

с определением абсолютного возраста пород и мощности отдель ных фаций в разных регионах, позволили вычислить скорости осад конакопления. Полученные данные показывают, что ко времени, когда за аллювиальной седиментацией песчаников Олдрэд после довало накопление пелагической «батиальной» фации, в осевой ча 18 Зак. 803 сти геосинклинали осадконакопление заметно замедлилось. Оно вновь ускорялось в разные периоды времени в разных районах, когда за батиальной фазой последовало накопление флиша кульм ской серии.

Д р у г а я общая особенность древних пелагических осадков ран негеосинклинальных фаций заключается в их ассоциации с вулка нической активностью [60]. Типичными признаками таковой явля ются различные подушечные лавы, спилиты, базальты и серпенти ниты. Эту ассоциацию ультраосновных пород, называемую обычно офиолитовым комплексом, находят в юрских и меловых породах Греции, Апеннин и Альп. Она встречается в верхнепалеозойских породах варисской геосинклинали в юго-западной Англии и в Цен тральной Европе, а т а к ж е присутствует в раннепалеозойской ка ледонской геосинклинали, в частности в южной части Шотланд ского нагорья. Еще один показательный пример, причем с ним связаны крупномасштабные гравитационные тектонические движе ния, относится к горам Оман на Аравийском полуострове. Суще ствует серьезно обоснованное предположение, что в связи с эруп циями подводных вулканов локально увеличивалось содержание кремния в морской воде, обусловив популяционные взрывы радио лярий. Однако есть свидетельства того, что образование радио л я р и е в ы х кремнистых сланцев в отложениях юрского и раннеме лового возраста прогиба Пинд в Греции не зависело от вулканиз ма. В этой связи интересно было бы провести сопоставление рас пространения современных радиоляриевых илов с подводным вул канизмом.

И, наконец, з а с л у ж и в а е т упоминания еще один пример пред полагаемых древних морских глубоководных отложений. Речь идет об о. Тимор (Малые Зондские острова) между Австралией и Юго Восточной Азией.

Весьма характерные слои позднемелового возраста залегают под мощной третичной флишевой толщей. Н а западном Тиморе они представлены красными глинами с марганцевыми конкреция ми, зубами акул и редкими костями рыб. В восточной части остро ва это различные ассоциации радиоляриевых кремнистых сланцев, кальцилютитов, мергелей, турбидитов и сланцев, обогащенных же лезом и марганцем и содержащих марганцевые конкреции. Де тальному изучению этих отложений посвятил свои работы в и 1966 гг. М. Г. Эндли-Чарльз. По геохимическому составу конкре ции с западного Тимора аналогичны современным глубоководным образованиям, тогда как экземпляры из восточной части острова о б н а р у ж и в а ю т характерные черты, я в л я я с ь по составу как бы промежуточными между современными глубоководными и шель фовыми конкрециями. Однако возможность прямой корреляции между глубиной накопления и геохимией осадков и здесь была по ставлена под сомнение [19], поскольку, как у ж е упоминалось, из менения в химическом составе современных марганцевых конкре ций скорее контролируются степенью удаления от суши («мори стостью»), чем глубиной.

З а в е р ш а я обсуждение древних пелагических отложений, в а ж н о подчеркнуть следующее. Турбидитовые серии флиша часто л е ж а т поверх характерных фаций, которые могут быть выявлены в раз ных частях мира в породах разного возраста. Они состоят из тон козернистых известняков, сланцев и мергелей. Известняки бывают иногда красноцветными и желваковыми. Встречаются они в ассо циации с радиоляриевыми кремнистыми сланцами, а иногда им сопутствует подводный вулканизм. Фауна этой фации типично пе лагическая: бентосные ископаемые, как правило, чрезвычайно редки. Осадочные текстуры, предполагающие активное воздействие течений, отсутствуют. Серии этой фации обычно о б н а р у ж и в а ю т немного стратиграфических перерывов и являются более тонкими, чем соседние, эквивалентные им по возрасту, фации.

Очевидно, такие породы медленно накапливались в морских об становках ниже эйфотической зоны и вне сильного воздействия те чений. Во многих отношениях эти отложения сравнимы с совре менными морскими глубоководными песками. Вопрос состоит в том, обязано ли это сходство тому, что те и другие формировались в условиях глубоководья или на значительном удалении от суши.

Э К О Н О М И Ч Е С К И Е АСПЕКТЫ Пелагические отложения представляют экономический интерес по целому ряду причин. Они могут быть нефтематеринскими гори зонтами, а т а к ж е вмещать разного рода рудные тела. В океанах, на глубинах около 200—1500 м, наблюдается дефицит кислорода.

Верхняя граница этой зоны совпадает со средней глубиной к р а я континентального шельфа. Таким образом, замкнутые бассейны, дно которых л е ж и т между 200—1500 м, вероятно, представляют области, где могут накапливаться обогащенные органикой осадки, в конечном итоге превращающиеся в нефтематеринские толщи. Д е тальный анализ данных глубоководного бурения (D. S. D. Р.) пока зал, что существует некая оптимальная, с точки зрения сохранности органического материала, скорость осадконакопления. Эта опти мальная скорость меняется с изменением типа осадков. Она со ставляет около 14 м/млн лет для известковых илов, 21 м/млн лет д л я кремнистых илов и около 400 м/млн лет для глин. Глины пред ставляют собой осадки с наиболее высоким содержанием сохра нившейся органики. Предполагается, что, когда скорости осадко накопления слишком высоки, органика растворяется, а когда они слишком низки, органический материал подвергается окислению.

В настоящее время оптимальной с точки зрения накопления осадков, обогащенных органикой, считается область ниже глуби ны современного континентального шельфа. В периоды глобаль ного повышения уровня моря, однако, бескислородная зона (зона «anoxic») могла распространяться на континентальный шельф (рис. 161). Таким образом можно объяснить распространение в определенные периоды времени обширных нефтепродуктивных толщ, таких, например, как верхнеюрские и нижнемеловые.

275.

.Рис. 161. Р а з р е з ы, д е м о н с т р и р у ю щ и е р а с п р о с т р а н е н и е о к е а н и ч е с к о й з о н ы по н и ж е н н о г о с о д е р ж а н и я к и с л о р о д а по ш е л ь ф у в п е р и о д ы в ы с о к о г о п о л о ж е н и я \-ровня м о р я (это обеспечивало благоприятные условия д л я о т л о ж е н и я транс грессивных нефтематеринских слоев):

а — верхний уровень зоны пониженного содержания кислорода находится у края конти нентального шельфа;

б — высокое положение уроаня моря — зона пониженного содержа ния кислорода распространяется на шельф;

заштрихована зона пониженного содержания кислорода Пелагические условия благоприятствуют т а к ж е образованию месторождений некоторых полезных ископаемых, в частности мар ганцевых и сульфидных руд. Распространение марганцевых кон креций и инкрустации (т. е. участков морского дна, где происходит образование твердых мине ральных корок), уже рас сматривалось выше. Осуще ствлены конкретные иссле дования по определению возможностей коммерческой разработки этих отложений.

Конкреции, поднятые со дна Тихого океана, содержат до 20 % марганца, а т а к ж е следы меди, никеля и дру гих металлов. Известны не которые древние слоистые марганцевые отложения, об разование которых, по-види мому, происходило в древ них глубоководных обста новках, в частности, они найдены на о. Кипр и в Омане (см. подробнее [ 3 6 ] ).

Эти отложения в большин стве случаев залегают на подушечных л а в а х и/или офиолитах;

с ними пересла иваются и их перекрывают Р И С. 162. Л и т о л о г и я, ф а ц и и и о б с т а н о в к и осадконакопления древних глубоководных кремнистые сланцы. Послед марганцевых руд и сопутствующих отло ние, в свою очередь, пере ж е н и й, а н а л о г и ч н ы х тем, к о т о р ы е и з в е с т крываются пелагическими н ы на о. К и п р и в О м а н е :

тонкозернистыми известня ! — турбидитовые песчаники;

2 — пелагические известняки;

3 — слоистые кремнистые сланцы;

ками или турбидитами. По 4 — желваковые и слоистые марганцевые руды;

видимому, т а к а я последова 5 — базальтовые подушечные лавы и офиолиты;

«— увеличение скорости осадконакопления;

7 — тельность свидетельствует о уменьшение глубины;

S — уровень карбонатной компенсации 276.

постепенном обмелении и увеличении скорости седиментации со времени образования марганцевых слоев. Изверженные породы, ле ж а щ и е ниже рудных горизонтов, формировались к а к дно древне го океана;

на нем происходило образование марганцевых конкре ций и твердой корки. Кремнистые сланцы образовались из крем нистых илов, а пелагические микриты накапливались в условиях морского мелководья, выше уровня карбонатной компенсации (рис. 162).



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.