Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

«оводного трога ъ интервале времени от мезозоя до наших дней

является весьма маломощный (около 500 м) слой осадков. В то же

зремя мцогие эвгеосинклинали характеризуются огромной мощностью

осадков, отложившихся за значительно более короткий отрезок вре-

мени.

Некоторые считают, что «геосинклиналью» является весь океани-

ческий бассейн; накопленные в нем осадки из-за спредиига морского

дна и связанного с ним перемещением плит транспортируются к мо-

бильным зонам, где онн благодаря субдукции поглощаются краевой

частью континента [24]. Эта модель имеет свои трудности, поскольку

» она ие в состоянии объяснить отсутствие пелагических карбонатов в

Рис. 16-4. Схематический разрез, показывающий главные геотектонические элементы

системы островная дуга — океанический желоб. Горизонтальный масштаб приблизите-

лен. Соотношение горизонтального и вертикального масштабов примерно 1 : 10. По

Днккинсону [14].

4 — задуговая область представляет собоА внутрнконтннентальиыЛ иадвнговыЛ пояс нлн между-

говыО бассейн; 2 — магматическая ось; 3 — поднятия, террасы, склоны, уступы, троги: 4 — зона

речкого погружения склеил желоби; 5 — внутренний борт; β — турбияитппор наполнение желоба-

7— внешний склон, осложненный нормальными сбросами; 8 —внешний свод; 9 — континентальная

нлн океаническая кора; IO — вулкано-плутоннческнй ороген; 11 — осадочеый покров на фундаменте

•неопределенного происхождения; 12 —зона субдукции; 13 — офнолитовый разрез

эвгеосинклинальных разрезах. Еслн бы современные океаны были

представительной моделью, то такие карбонаты должны были состав-

лять значительную часть общей мощности разреза, а это далеко не так.

Более поздние попытки решить этот вопрос с точки зрения текто·

IHики плит привели к другим моделям [14]. В дополнение к глубоковод-

ным океаническим трогам предполагаются две другие зоны возможно-

го осадконакопления. Одной из ннх является зона между океанической

впадиной и связанной с ней островной дугой; вторая расположена по

.другую сторону островной дуги, между ней и континентом (рнс. 16-4).

Эти зоны могут насчитывать от 75 до 275 км в ширину и несколько сот

километров в длину Мезозойская толща Грейт-Вэллн, сложенная тур-

'бидитами огромной мощности, по мнению Диккинсона [14], накапли-

валась в бассейне, заключенном между океаническим трогом н ост-

ровной дугой. Согласно этой модели, осадочное заполнение поступает

либо с островной дуги (цепь вулканов), либо со срединного хребта

в часть бассейна, расположенную между трогом и островной дугой.

Со стороны же океана осадки поступать не моглн. Кластические серии

значительной мощности могли также накапливаться по другую сторону

островной дуги, в ее тыловой части, т. е. в бассейне форланда. В качест-

ве такого рода тыловой (по отношению к островной дуге) геосинклина-

ли рассматривается обширный позднемезозойский бассейн центральной

части Северо-Американского континента, располагавшийся между

723-

складчатым Поясом Кордильер и западным краем палеозойской плат-

формы и докембрийского щита.

В свете вышеизложенного современная геосинклиналь представля-

ется весьма проблематичной структурой.

Интересующихся мы отсылаем к материалам недавнего симпозиу-

ма по данной проблеме [17].

Орогенные осадки

Флиш

Как уже говорилось выше, существуют две главные фации осад-

ков, связанных с геосинклинальными или мобильными зонами. Это —

флишевая и молассовая фации.

Флишевая фация получила свое назначение из-за сходства с фли-

шем Альп. Это наиболее характерный для альпинотипных орогеиных

зон комплекс осадков. Джонс [30] дал ему название глинистой фа-

ции, поскольку в нем преобладают глинистые сланцы, а Петтиджон

называет его граувакковой фацией, поскольку характерные песчаники

этого комплекса являются граувакками.

Флишевая фация характеризуется очень большой мощностью α

преобладанием в разрезе глинистых пород. Этот комплекс сложен поч-

ти нацело кластическими породами, однако на некоторых стадиях от-

лагались также пластовые кремни я радиоляриты. Мощность этого

комплекса феноменальна, она измеряется тысячами метров. Флишевое

осадконакопление происходило непрерывно или почти непрерывно.

Слоистость хорошо выражена, равномерна и ритмична (рис. 16-5).

Основной материал — глинистые сланцы или алевритнстые глинистые

сланцы, равномерно чередующиеся с прослоями темных песчаников-

(как правило, это граувакки), мощ

ность которых колеблется от нес-

кольких сантиметров до 1—2 м. Эти

слои рассматриваются как рнтмиты,

а песчаники — как турбидиты. Гра-

дационная слоистость встречается

всегда; крупномасштабная слоис-

тость не наблюдается, однако мо-

жет присутствовать слоистость зна-

ков ряби.

Песчаники грубозернисты плн

представляют собой микробрекчии,

оии содержат многочисленные об-

Рнс. 16-5. Меловые флишевые турбидн-

ломкн

глинистых пород и, как ука-

ты. район Девилз-Слайд, Калифорния зывалось выше, не являются продук-

тами обычных донных течений. По-

видимому, они отражают нечастые,

в какой-то степени катастрофичес-

кие вторжения донных турбидитовых потоков, порожденных оползнями.

Такие потоки перемещают грубые осадки, первоначально отложенные

в относительно мелководной зоне, в более глубоководную и спокойную·

обстановку. В некоторых флишевых толщах слои грубого хаотического

материала часто содержат крупные эрратические блоки — отложеция

настоящих грязевых потоков и оползней.

Глинистые компоненты флишевой фации характеризуются медлен-

ным осадконакоплением, которое периодически прерывалось почти

<724

мгновенным отложением песчаных пластов. Пропорция между глинис-

тыми сланцами и песками может варьировать, однако обычно разрез

в основном сложен глинистыми сланцами (табл. 16-2). Обычно соот-

ношение глин и песков во флнше такое же, как и в выносах современ-

ных крупных рек. В среднем отложения дельты р. Миссисипи содержат

29% песка и 71% ила (алеврит плюс глина). Как показано в табл.

16-2, в среднем для различных разрезов соотношение пески —глины

составляет 31 :64.

Таблица 16-2

Содержание типов пород во флишевых фациях, %

Компоненты

В"

Песчаники

27 39

Глинистые сланцы

58« 66

73 59 64

Известняки Сл.

Сл.

1—2

Конгломераты

—

— —

Сл.

* Включая песчанистые глинистые сланцы.

·· Включая 7% алевролитов.

А — верхний мел (Чнко), Калифорния 167).

Б —карбон, бассейн Аиадарко, Оклахома 17).

В —карбон (Стэнлн), Арканзас — Оклахома (7).

Г — третичные отложения северной части Суматры.

Д — меловые отложения, южная Калифорния 18).

Е — средннв состав раврезов от А до Д.

Необходимо отметить, что, за исключением конкреций в алевро-

литовых прослоях, карбонаты, как правило, в разрезе отсутствуют. "Тем

це менее для некоторых разрезов отмечалось наличие градационных

слоев известняков, интерпретируемое как результат внедрения мутье-

вых потоков, несущих карбонатный материал.

Некоторые флишевые толщи, такие, как, например, формация

Грент-Вэллн в Калифорнии, не содержат вулканогенного материала.

Другие, в частности францисканские отложения того же региона, тес-

но связаны с подушечными лавамн, обычно метаморфнзованными до

зеленокаменной стаднн; такая ассоциация давно уже признана типич-

ной для Альпийской зоны [58]. Этн лавы основного состава, по-види-

мому, отражают подводные излияния, происходившие одновременно с

осадконакоплением. С ними также тесцо связаны отложенные под во-

дой туфы основного состава, переходящие в грубые граувакки, с кото-

рыми они имеют внешнее сходство.

Некоторые флишевые толщн характеризуются оползневой слоис-

тостью, конволютной складчатостью и внедрениями граувакковых да-

ек и силлов.

Происхождение флишевой фации с ее ритмическим чередованием

глинистых сланцев и градационных граувакк долгое время понималось

цеверно. Грубая зернистость граувакк и обычное отсутствие ископае-

мых остатков или присутствие в некоторых случаях растительных ос-

татков послужили для некоторых исследователей поводом считать эти

отложения мелководными илн даже континентальными осадками.

Другие, напротив, относили нх к глубоководной морской обстановке на

том основании, что они характеризуются равномерностью слоев, от-

сутствием косой слоистости и часто встречающимися радиоляритами.

725-

Присутствие в некоторых разрезах радиоляриевых кремнистых сланцев,

а в других граптолитов не оставляет сомнения в морском происхожде-

нии флишевой фации. Обычное отсутствие беитосиой фауны, за исклю-

чением мягкотелых илоядных форм, тонкие равномернослоистые пес-

чаные кропластки, отсутствие крупномасштабной косой слоистости

или выклинивающейся линзообразной слоистости, каналы вреза и за-

полнения— все это свидетельствует о глубоководных условиях. Наи-

более веское доказательство глубоководности зоны накопления флише-

вой фации — присутствие в некоторых турбиднтовых толщах глубоко-

водных фораминифер. Механизмом мутьевого потока легко объясняется

и градационное строение грубозернистых граувакк, и присутствие столь

грубого материала в глубоководной обстановке, и наличие в нем мел-

ководной микрофауны.

Поскольку флншевая фация слагает исключительно мощные и

интенсивно дислоцированные толщи, она является продуктом геосин-

клинального осадконакопления. Она накапливается очень быстро и не-

прерывно в сравнительно глубоводной (более 1000 м) морской обста-

новке. Структурная и минералогическая незрелость этих осадков сви-

детельствует о том, что они содержат продукты разрушения высоко-

приподнятых участков суши. Исходным материалом этих осадков

были как слабометаморфизоваиные, так и кристаллические породы, а

возможно, и ранее отложенные осадки той же геосинклинали.

Флншевая фация имеет очень широкое распространение, поэтому

в геологической литературе содержится много хороших ее описаний.

Основные характеристики флнша обобщены Суйковским [54], Дзулин-

ским н Смитом [18], Дзулинским и Уолтоном [19]. Флншевыми тол-

щами сложены многие разрезы архея в пределах Канадского щита

[45, 16, 61, 29], многие формации верхнего докембрия (сланцы Тай-

лер, Мнчигамме и Томсон) в районе оз. Верхнего [42]. Отличными

примерами флишевой фации являются ордовикская формация Мартии-

сбург в Центральных Аппалачах [39] и породы того же возраста в

районе р. Святого Лаврентия, в Квебеке [22]. Та же фация развита и

в верхнепалеозойских разрезах в горах Уошито, в штатах Арканзас и

Оклахома [7, 10] и в Маратонском бассейне Техаса [39]. Типичным

флншем являются также верхнепалеозойские отложения Каледонской

геосинклинали в Великобритании, в особенности в Уэльсе [67], Армо-

рпканской геосинклинали в Англии и Уэльсе, а также в Гарце (ГДР)

и Среднерейнском бассейне в ФРГ [23, 38]. Эта фация встречается и

в мезозойской формации Грейт-Вэлли в Калифорнии [44]. Она уста-

новлена на Аляске и в Гималаях [59], на Кавказе [60] и в Карпатах

[20], в Съерра-Мадре Орнентале (здесь это эоценовая формация Чи-

контопек) н в Чилийских Андах [53]. Нет никакого сомнения, в том

что эта фация присутствует в любой альпинотипной зоне мира.

Не все турбпднтовые разрезы, однако, являются истинным фли-

шем. Турбнднтовый механизм проявляется даже в озерах и в придель-

TODbix районах. Таким образом, не следует полагать, что любая града-

ционная слоистость неизбежно свидетельствует о флишевом осадкона-

коплеиии.

Моласса

Другими фациями, связанными с орогенными поднятиями, явля-

ются молассовые. Типичная моласса представлена мощной пластичес-

кой толщей третичного возраста, установленной в Швейцарских Аль-

<726

пах и в Альпийском форланде южных районов ФРГ. Молассами всю-

ду называют породы, сходные по составу и соотношению с альпино-

типными складчатыми сооружениями [64].

Молассовая ассоциация сложена в основном песчаниками и глинис-

тыми сланцами. Обычно она грубее по составу, чем флиш, и содержит

много конгломератов. Вблизи от источника сноса она, как и флиш,

может иметь мощность до 1000 м. В пределах непосредственно орогени-

ческой зоны она наиболее мощна и сильно дислоцирована. Наиболее

удаленные от источника сноса разрезы характеризуются меньшей мощ-

ностью. Моласса может

•

покрывать кратонные платформы далеко за

пределами орогенного пояса.

Пески и глины молассы — незрелые продукты денудации. Пески

представлены литоиднымн песчаниками, местами — протокварцитами

(сублитаренитами). Глинистые сланцы являются алевритистыми и слю-

дистыми; окраска их меняется от серой до красной. В более темных

глинах часто встречаются глинистые железняковые конкреции, сеп-

тарии и растительные остатки. Более дистальные молассы могут со-

держать углн с подстилающими их глинистыми пропластками; здесь

могут присутствовать маломощные желваковые пресноводные извест-

няки. С дистальной молассой могут перемежаться выклививающнеся

ей навстречу маломощные пропластки морских глинистых сланцев и

известняков.

Более проксимальные разрезы молассы обычно образуют циклы

с уменьшением зернистости вверх по разрезу (рнс. 16-6). Нижняя,

песчаная, а возможно коцгломератовая, пачка цикла имеет изрезанное

основание. Вверх по разрезу она переходит в алевролиты и глины.

Последние обычно окрашены в красный цвет. Молассовые циклы опи-

саны Берсье [4, 5] и Фюхтбауэром [26]. В угленосной молассе такие

циклы включают в себя угли н подстилающие их глинистые пропласт-

ки, а в некоторых случаях —

морские известняки. Последние пред-

ставляют собой «циклотемы» Уэллера и др. [66, 63], рис. 16-7.

В некоторых молассовых разрезах кластическне отложения, осо-

бенно аргиллиты, имеют красную окраску. Красный цвет и глинистые

конгломераты (с обломками аргиллитов в песчаном матриксе) указы-

вают на окисление и обезвоживание, а следовательно, на осадконакоп-

ление в субаэральных условиях.

Таким образом, молассовая ассоциация це является исключитель-

но континентальной или исключительно морской, а скорее и той и дру-

гой вместе; это ассоциация осадков, образовавшихся в различных ло-

кальных обстановках, включая пляж, нижний пляж (предпляжевую

зону), заливаемую приливом лагуну, аллювиальную, отчасти дельто-

вую, отчасти пойменную зону вместе с ее старицами и болотами, отчас-

ти аллювиальные конусы выноса. Короче говоря, зона молассового

осадконакопления — дельтовая прибрежная равнина и ее продолжение

в глубь континента вплоть до горного фронта (см. рис. 14-14).

Осадки, поступающие в эту область, распределяются по различным

локальным обстановкам и дифференцируются по структуре (а следова-

тельно, по химическому и минералогическому составу) в соответствии с

энергией потока в каждой локальной ситуации. В более проксимальных

условиях накапливаются грубые галечники конусов выноса. В менее

проксимальных — эти осадки составляют аллювиальные циклы с умень-

шением зернистости вверх по разрезу. По мере удаления от источника

сноса они переходят в прибрежные отложения мелководной дельты н

междельтовые осадки лагун и пляжей. Незрелые флювиальные пески

727-

в прибрежной зоне могут становиться более-зрелыми как в структур-

ном, так и в минералогическом отношении.

Обычно береговая линия со временем смещается в сторону моря

так, что осадки молассового типа, наступая, перекрывают прибрежно-

морские отложения и замещают их. В общем, моласса представляет

собой обширный шлейф перемещенного элювия недавно поднявшихся

горных цепей. Уже закончена флишевая эпоха; недавно отложенные

Рис. 16-6. Молассовые циклы с уменьше-

нием зернистости вверх по разрезу в девон-

ской формации Катскилл близ Гаррисберга,

Пенсильвания

Выступающие пласты представлены грубыми пес-

чаниками; пласты, образующие нитеобразные

углубления, сложены темно-красными алеврити-

стыми аргиллитами

Рис. 16-7. Циклотемные осадки. По Уонлес-

су [1931].

/ — глинистые слвнцы; J — известковистые глини-

стые сланцы; 3 — песчанистые глинистые сланцы;

4 — углистые глинистые сланцы; S — известняки;

6 — уголь; 7 — глины; 8 — песчаники,

а —угольный пласт № I; б—песчаник Берна-

дотт; в —известняк Снхори; г — песчаник Иза-

бель; д — угольный пласт № 2; в — глинистые

сланцы Френсис-Крик; ж —пачка Оук-ГреЛв; а —

глинистые сланцы Пьюрннгтон; и—песчаник Пло-

аант-Вью; к — угольный пласт JA 4; л — уголь-

ный пласт Jft Б; м — известняк Сант-Дэвид; н —

глинистые сланцы Кантон; о —песчаник Куба

осадки испытали интенсивные деформации и выведены на поверхность

процессами эрозин; поэтому моласса представлена в основном переот-

ложенными осадками и содержит обломки осадочных или слабомета-

морфизованных пород. Образовавшиеся скопления имеют максималь-

ную мощность в непосредственной близости от вновь образовавшихся

горных цепей и распределены в собственном бассейне —так называе-

мом бассейне форланда или молассовом бассейне. Осадки, наиболее

<728

приближенные к горному фронту, могут быть сами вовлечены в про-

должающиеся орогенические движения и деформированы ими. Наибо-

лее удаленная часть молассы, перекрывающая кратои, остается

недеформированной.

Наиболее известным примером молассы является Альпийская мо-

ласса. Ее отложения в южной части ФРГ тщательно описаны Фюхт-

бауэром [26], а на Швейцарской равнине—Берсье [4, 5]. Сопостави-

мая по возрасту моласса прослежена в Карпатах. Молассой является

и девонско-мнссисипская толща в Аппалачах. Известны описания де-

вонской молассовой формации Катскилл [1] и наиболее характерных

черт связанных с ней формаций Мауч-Чанк (миссисипий) и Поттсвнлл

(пенснльваний) [41]. Молассовые разрезы хорошо изучены также в

Колумбийских Андах.

Некоторые осадочные комплексы, по структуре, составу и органи-

зации близко напоминающие молассу, тем не менее не являются насто-

ящей молассой. Грабеновые илн полуграбеновые бассейны, образовав-

шиеся в кратонах, выполнены молассоподобным материалом. Примером

этому служат триасовая серия Ныоарк и докембрийская обломочная

формация Кевинаван в районе оз. Верхнего. Эти отложения отличают-

ся от истинной молассы только своим тектоническим положением. Они.

никак не связаны и не ассоциируют с каким-либо флишем; они не вов-

лечены в альпинотипную складчатость, а лишь нарушены сбросами и

наклонены в результате блоковых движений. Их сходство с молассой

ограничивается тем, что они представлены в основном грубыми немор-

скими обломочными породами и связаны с расчлененным рельефом:

Дофлишевые фации

Менее значительным компонентом пекоторых гсосинклинальных:

осадочных комплексов является маломощная серия, которая в ряде

случаев предшествует флишу. Эта серия, представленная в основном

черными глинами, но включающая также кремнистые сланцы и радио-

ляриты, отражает долгий период очень медленной седиментации, пред-

шествовавшей быстрому накоплению поступающих в бассейн флишевых

осадков. Эта ассоциация представляет собой осадкн глубоководного

отмирающего бассейна.

Некоторые особенности этой ассоциации были описаны Обуэном.

[2]. Она включает в себя полосчатые кремнистые сланцы — радиоля-

риты и раднолярневые яшмы. В некоторых случаях они ассоциируют

с офнолитамн или зеленокаменнымн породами; в других — с кремнис-

тыми известняками. Красные желваковые известняки ammonitico rosso

характеризуют так называемую генеративную стадию геосинклинали.

Обилие аммонитов — настоящие слон ракушняка — свидетельствует о

чрезвычайно медленном осадконакопленни. По наблюдениям Петти-

джона, черные глинистые сланцы являются наиболее типичными осад-

ками «отмирающего бассейна». В некоторых разрезах черных глинис-

тых сланцев может присутствовать кремень — либо в рассеянном сос-

тоянии, в виде желваков, либо, что более характерно, в виде тонкнх

пропластков, чередующихся с черными глинистыми сланцами. С неко-

торыми черными глинистыми сланцами тесно связаны другие осадки

резко восстановительной среды, такие, как осадочные сульфиды желе-

за и сидерит.

Эвксинные осадки наиболее часто встречаются над карбонатно-ор-

токварцитовой ассоциацией и под типичными граувакко-глннистыми

флишевыми фациями. Их присутствие, возможно, отражает переход от

729-

мелководных карбонатных осадков открытого моря и песков, снесенных

с кратона, к поступлению осадков, образовавшихся из-за разрушения

островных дуг или других барьеров. Начальная стадия образования

барьера обусловливает частичную изоляцию определенных участков

осадконакопления н ограничивает илн полностью исключает циркуля-

цию. Это приводит к установлению застойного режима донных вод и

к отложению черных глии. Прекращение доступа осадков как со сторо-

ны форланда кратона, так и с барьерной зоны ведет к отмиранию бас-

сейна.

Осадки начальной стадии мобильной зоны могут резко отличаться

от осадков, которые накапливаются вслед за ними. Наблюдения в раз-

личных регионах послужили основанием для создания концепции гео-

синклинального цикла. Одним из первых, кто ее сформулировал и вы-

делил несколько фаций, закономерно следующих друг за другом, был

Бертранд [6]. По его мнению, нормальная последовательность пород

геосинклинального пояса такова: гнейсовые фации (породы фундамен-

Крьшин [32, 33, 35] попытался применить генерализованную кон-

цепцию Бертрана к Аппалачской геосинклинали (рис. 16-8). Он вы-

делил три тектонические стадии. Стадия пенепленизации (или рание-

геосннклинальная стадия) характеризуется отложением ортокварцитов

и карбонатов первого цикла на выровненную поверхность, испытываю-

щую периодические колебания. Собственно геосинклинальной стадии

свойственно троговое осадконакопление, прерываемое формированием

краевых поднятий и последующим перемещением ранее отложенных

осадков в центральную часть трога, после их слабого метаморфизма.

Постгеосииклннальная стадия и общий подъем, обычно сопровождае-

мый разрывными дислокациями, наступают после складчатости и внед-

рения геосинклинальных интрузий и характеризуются аркозовым со-

ставом осадков.

Пригодность этой генерализованной концепции ставилась под сом-

Геосинклинальный цикл

Рис. 16-8. Генерализованный тектонический

цикл и главные осадочные фации. По [35]

с большими изменениями

та или более древние);глинистый

флиш (мощные глинистые фации,

накапливающиеся в осевой части

геосинклинали и состоящие из

обломков более древних пород);

грубый флиш (включая «дикий

флиш»), т. е. пограничные скоп-

ления продуктов разрушения и

переработки более древних пород

геосинклинали по мере их возды-

мания; гравелиты и грубозернис-

тые песчаники или фации Редг-

рит, отложенные у подножия гор

вслед за горообразованием. Дан-

ная концепция, очевидно, в ос-

новном явно базировалась на ре-

зультатах изучения истории Аль-

пийской геосинклинали. Однако

Бертранд отмечал, что такая по-

следовательность фаций повто-

ряется и в других геосинклиналь-

ных зонах, в другие периоды.

<730

яение [31]. Однако совершенно очевидно, что в природе существуют

периодически повторяющиеся генетически родственные ассоциации оса-

дочных пород и что во многих случаях они следуют одна за другой в

определенной закономерной последовательности. Такая упорядоченная

последовательность многократно повторялась в докембрии и в более

поздних геологических эпохах, что является существенным аргументом

в пользу концепции геосинклинального цикла. Эта концепция, кратко

обобщенная в табл. 16-3, наиболее полно была разработана Обуэном

[2] в основном на базе его исследований в Хелленндах. Эволюция гео-

синклинали, по Обуэну, значительно сложнее, поскольку она охватывает

историю развития двух параллельных трогов, разделенных срединной

геоантиклиналью (см. рис. 16-3). История зтнх трогов была несколько

Таблица 16-3

Главные тектоннческне циклы и связанные с ними осадки

Стадии

Условия осадкокакоплсния

Кратонные условия; накопление снесенных со шита ортокварцитов ч

карбонатов в пределах затопленного кратоиа илн вдоль границы кра-

тона с геосинклиналью. Более дистальные участки геосинклинали пред-

ставляют собой «отмершие бассейны», куда осадки либо не поступают,

либо поступают в ограниченном количестве

Слабое воздыманне в геосинклинали и подъем геоантнклннального

хребта; накопление кремнистых сланцев, слоистых сидеритов, пирита,

черных глинистых сланцев н фосфоритов в бассейне, ограниченном

донным порогом (эвксниные фацни)

Мощное воздыманне геоантнклннального хребта н островных дуг с ин-

тенсивным поступлением пластического материала (флнш) с увеличе-

нием зернистости вверх по ряярезу; подводные эффузивы η туфы

Завершение заполнения трога; переход к неморской стаднн

Паралнческая седиментация (моласса); условия вначале восстанови-

тельные, (осадки дельт и болот), а затем — окислительные (аллювий)

Деформация и подъем

различной. Внутренний, илн эвгеосинклинальный, трог формируется

первым н заполняется флишем, в котором содержатся вулканогенные

породы. Внешний (миогеосинклинальный) трог образуется на более

поздней стадии н заполняется невулканическим флишем. Деформации

начинаются в первом троге и по мере осадконакопления охватывают

и второй. Вслед за воздыманием отложенных осадков формируется

передовой прогиб, заполняемый грубой молассой.

А. Е. Энгель и К. Г. Энгель [21] высказали предположение о том,

что «постулируемые в последнее время тектонические условия седимен-

тации являются столь суровыми, что только немногие осадочные серии

способны в них уцелеть». В самом деле, слишком мало разрезов было

надлежащим образом· проанализировано для того, чтобы считать обоб-

щение надежным. Наши представления определяются главным образом

данными изучения Альпийских и Аппалачскнх геосинклииальных раз-

резов. Проблема еще более осложняется из-за нашей неспособности

прийти к соглашению относительно определения геосинклинали и, что

еще важнее, из-за неудач при попытках идентифицировать современ-

ный аналог геосинклинали. Некоторые разрезы, хотя их и называют

геосннклннальными, как, например, разрез так называемой «геосин-

клинали Мексиканского залива», относятся к другой модели и, по-ви-

димому, вообще не должны называться геосинклинальными.

731-

Геосинклинали и тектоника плит

Концепция тектоники плит вновь поставила вопрос о связи седимен-

тации с тектоникой в целом; этот вопрос был предметом дискуссии на

симпозиуме в Мэдисоне, штат Висконсин, осенью 1972 г. [17]. Соглас-

но теории плит, мобильный пояс зона столкновения двух плит земной

коры. В такой зоне образуется глубокий линейный желоб, в котором

накапливаются осадки. Природа таких «геосинклиналей» пока еще

неясна, так же как неясны характер выполняющих их осадков, источ-

ники сноса этих осадков и история их седиментации в смысле после-

довательности накопления фаций, если таковая существует. Предпри-

нимались попытки изучить эти вопросы и сформулировать ответы на

них [13, 17]. Вкратце речь идет о том, что мы имеем дело с несколь-

кими бассейнами, которые включают в себя желоб или крупную бороз-

ду, образовавшуюся вследствие погружения океанической плиты под

континентальную; один или несколько меньших желобов, расположен-

ных в зоне между главной бороздой и сформировавшейся на континен-

тальной плите вулканической дугой, а также тыловой бассейн дуги,

или трог, сформировавшийся между вулканической дугой и внутренней

кратонной областью континента.

Эта общая модель также порождает некоторые вопросы, требую-

щие дальнейшего изучения. Не выявлен окончательно источник сноса

осадочного наполнения этих нескольких бассейнов. Наиболее очевид-

ный источник сноса — вулканическая дуга, которая, будучи приподня-

та, может подвергаться эрозии. В самом деле, одним из главных ком-

понентов некоторых геосинклинальных разрезов является вулканичес-

кий материал. Однако для других геосинклинальных разрезов, состав-

ляющих, внднмо, большинство, это нехарактерно; объем и характер

осадков этих бассейнов свидетельствуют о поступлении в иих большо-

го количества сиалического материала с суши. Цепи вулканических

островов неспособны поставлять материал подобного состава и в та-

ких количествах. Более того, данные о палеотечениях исключают заду-

говую (васкагс) кратонную область как возможный источник сноса.

Таким образом, участки суши, служащие источником сноса, должны

находиться по другую сторону вулканической дуги и состоять из сиа-

лических континентальных пород. В самом деле, даже на Тихоокеан-

ском побережье США, которое становится чем-то вроде модели для

гипотезы тектоники плит, установлены свидетельства сиалического ис-

точника сноса, располагавшегося к западу от современной береговой

линии. Эта аномалия пока еще не получила надлежащего объяснения.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Allen, /. R. L., and Friend, P. F., 1968, Depositbn of the Catskill facies, Appala-

chian region: Geol. Soc. Amer. Spec. Paper 106, pp. 21—74.

2. Aubouin, /., 1965, Geosynclines: Developments in geotectonics, v. 1, Amsterdam,

Elsevier, 335 pp.

3. Bailey, E. B., 1930, New light on sedimentation and tectonics: Geol. Мае ν 67.

pp. 77 92.

4. Bailey, E. B., 1936, Sedimentation in relation to tectonics: Bull. Geol. Soc. Amer..

v. 47, pp. 1713—1726.

5. Bersier, A., 1948, Les sedimentations, rhytlimiques synorogdniques dans l'avant-

fosse molassique alpine: 18th Intern. Geol. Congr. London, pt. 4, sec. C., pp. 83—93.

6. Bersier, A., 1959, S6quences detritiques et divagations fluviales· Ecloeae Geol.

Helvetiae. v. 51, pp. 854—893.

6a. Berlrand, Al., 1897, Structure des alpes francaises et recurrence de certain facies

sedimentaires: Comptes Rendus, Congr. Int. Geol., 6th Sess., 1894, pp. 163 177.

7. Bokman, /., 1953, Lithology and petrology of the Stanley and Jackfork forma-

tions: Jour. Geol., v. 61, pp. 152—170.

<732