Справочник по литологии

Подождите немного. Документ загружается.

Р.

Дитц я Дж. Холден (1965 г.')' соглашаются с теми учеными, которые

считают глубоководными (образовавшимися на глубинах более 2 км) кремни-

стые породы с радиоляриями, в частности, ассоциирующиеся с граптолитовымиг

сланцами и другими глубоководными отложениями. При этом глубоководными.

они считают лишь такие граптолитовые сланцы, которые отличаются большим

содержанием углерода и пирита и- не содержат остатков бетонной: фауньь.

Названные авторы показывают, что упомянутый комплекс отложений несомнен-

но является глубоководным, точнее

—•

гемипелагическим. Они отнесли этот ком-

плекс к эвгеосинклинальным фациям и отметили, что он никогда не встречается,

в платформенных отложениях. Эти авторы указывают, что гемипелагические-

отложения широко распространены между древними континентальными: глыбам-

ми и были приурочены к основанию континентального склона.

В.

Л. Либровичем и В. Б. Сапожниковым (1972 г.) в альбе Западного Ко-

пет-Дага выявлены продолжающие свое существование фации' центральных,

частей впадин, видимо гемипелагические, с осадками замутненных течений —

ритмичными флишоидными алеврито-глинистыми- толщами. Гемипелагическимиа

являются также карбонатные фации глубокого моря; рассмотренные Е. Лука--

сом (G. Lucas, 1973).

К гемипелагическим отложениям можно отнести в Копет-Даге позднебар-

ремские, массивные мергели без фауны с реликтами мельчайших пелагических

фораминифер и плитчатые флишеподобные известняки без фауны. Глубины их:

образования соответствуют основанию континентального склона и глубоковод-

ному ложу Копетдагского бассейна и, по-видимому,, превышают 1ф^2 км.

К. Банделем (1974 г.) рассмотрены известняки девона — карбона Карнийг

ский Альп, где присутствуют нодулярные цефалоподовые известняки, а также

органогенно-детритовые турбидиты. Формирование этих отложений происг-

ходило на глубинах в 200—4000 м, и они частью являются гемипелагиг

ческими.

И. О. Мурдмаа (I. Murdrnaa, 1975) отмечено, что разрез северо-западной

части Атлантики сложен главным образом серыми, черными и голубоватыми;

верхнеюрскими гемипелагическими осадками.

С развитием глубоководного бурения на дне океанов древние гемипелаги-

ческие отложения стали выявляться часто.

Отложения писчего мела неоднократно вскрывались глубоководным буре-

нием среди гемипелагических образований.

В центральной и южной частях Атлантического океана вскрыты гемипела--

гические осадки позднемелового и кайнозойского возраста.

В пределах впадины у берегов Марокко на глубине 4226 м скважиной глу-

биной 1176,5 м пелагические осадки встречены только в плейстоценовой части

разреза. На остальном интервале преобладают гемипелагические глины и мер-

гелистые осадки с нанофоссилиями.

Гемипелагические отложения описаны в юрских глубоководных образовани-

ях Тосканы (О. Kalin, 1979). К ним отнесена свита известняков Сельсиферо»

среднелейасового возраста — елабокремнистые карбонатные, обломочные и гли-

нистые карбонатные породы, заключающие следы оползания осадков и течения

и переслоенные грубозернистыми отложениями мутьевых потоков.

Турбидитовые отложения (Riccilucchi а. о.,. 1980) ассоцируютея с гемипела-

гическими осадками серии Монризо, представленными пеечано-глннистой тол-

щей. Разновидность песчаных турбидитов проникает на. 40—50' км в область

420

пелагической равнины, постепенно уточняясь и "насыщаясь глйШстйм материа-

лом. Нередко турбидиты являются полностью глинистыми й мало отличаются

от глинистых накоплений равнины.

§ 2. ФАЦИИ ПЕЛАГИЧЕСКИЕ

К пелагическим, или собственно глубоководным отложениям относят обра-

зования, возникшие на глубинах ниже 3—4 км, по другим авторам — ниже

4—5 км.

Пока еще отсутствуют общепринятая детальная классификация и полная

сводка состава и характерных особенностей древних глубоководных отложе-

ний. Само отнесение тех или иных отложений к пелагическим, а также конкрет-

ные признаки и особенности таких образований нередко дискуссионны. В ос

новном для пелагических отложений характерно присутствие кремнистых пород

с пелагическими формами радиолярий; незначительная скорость осаждения, ог-

ромная площадь распространения, ассоциированность с большим количеством

марганцевых конкреций; отсутствие бентонной фауны, а также раковин форами^

нифер в связи с их растворением. Присутствие местами тел турбидитного фли-

ша, кремнистых пород в ассоциации с офиолитами (A. Fischer, 1974). Преобла-

дающее отсутствие карбонатных осадков (Е. М. Емельянов, А. П. Лисицын,

1975 г.). Присутствие космической пыли, аутигенных цеолитов [5, 6].

Глубоководные отложения являются обязательной принадлежностью раз-

реза эвгеосинклинальных складчатых зон. Комплекс фациальных особенностей

глубоководных (в основном батиальных) отложений верхнего неокома Копет-

Дага приведен выше (см. гл. 32).

Представления различных исследователей о некоторых особенностях и со-

ставе пелагических отложений приводятся Ниже.

Рассматривая геосинклинальные фации, Ж. Обуэн (1967 г) отметил, что в

древних прогибах дофлишевого периода осадконакопление было пелагическим

и часто глубоководным, с наибольшим распространением кремнистых фаций.

При этом кремнистые известняки и радиоляриты были развиты в самых глубо-

ких прогибах. В эвгеосинклинальных прогибах радиоляриты развиты в ассоциа-

ции с офиолитами. Ж. Обуэн придерживается теории глубоководного проис-

хождения радиоляритов (батиметрическая гипотеза), так как в них: 1) нет об-

ломочного кварца; 2) изобилуют глубоководные формы радиолярий; 3) нет гу-

бок, даже их кремнистых форм — результат образования на больших глубинах;

4) нет фораминифер, растворившихся на больших глубинах.

По Ж. Обуэну, при образовании кремнистых пород и радиоляритов воз-

можны два крайних случая: 1) когда кремнистые отложения имеют вулкано-

генно-осадочное происхождение (связанное с эманациями кремнезема, сопройож-

дающими излияния офиолитов), и 2) когда осадконакопление полностью зави-

сит от глубоководных условий, т. е. когда взаимосвязи между радиоляритами

и зеленокаменными породами не существует, как это видно в эллинидах. Толь-

ко батиметрическая гипотеза позволяет объяснить присутствие кремнистых по-

род (даже без радиоляритов) в глубоких миогеосинклинальных прогибах, в ко-

торых кет офиолитов. Р. Г. Гарецкий и А. Л. Яншин (1970 г.) указывают, что

в складчатых областях от палеозойских до альпийских и среди разновозраст-

ных отложений, по крайней мере от кембрия до неогена, встречаются и места-

ми широко распространены батиальные и даже абиссальные отложения. Напри-

421

мер,

широкое распространение от Восточных Альп до Индонезии (остров Ти-

мор) позднетриасовых пелитоморфных известняков с аммонитами. На семинаре

по глубоководным осадкам (1969 г.) акад. А. В. Пейве привел фактический

материал, свидетельствующий о широком распространении в Альпийском поясе

Евразии древней коры океанического типа, сложенной в нижней части ультра-

основными породами, а над ними — мезозойскими радиоляритами и другими

типичными глубоководными осадочными породами.

,,,В центральной части средиземноморской области заведомо глубоководные

фации представлены черными сланцами, иногда известняками, радиоляритами,

которые ассоциируются с офиолитами (Bernouli а. о., 1972—1974). Возможность

присутствия среди юрских фаций в Восточном Забайкалье глубоководных отло-

жений отметил Б. Н. Олексив (1973 г.). А. А. Пронин (1973 г.) указал на

большое сходство состава пород срединных океанических хребтов и альпийских

складчатых систем на континентах.

А. Г. Фишер (A. Fischer, 1974) отмечает, что только в горных поясах из-

вестны радиоляриевые кремнистые сланцы, карбонатные секвенции с пелагичес-

кой, фауной, большие тела турбидитного флиша, олистостромов, а также офио-

литы. Изучение дна океанов показало, что все это океанические образования—

породы океанической коры, абиссальных равнин, глубоководных желобов, вул-

канических дуг и погруженных окраин континентов.

Многими исследователями выявлены чрезвычайно большая фациальная из-

менчивость и неоднородность пелагических осадков [4]. Так, в пелагических отло-

жениях выявлено частое развитие глубоководных песков, образовавшихся под

воздействием суспензионных потоков или донных течений, способных переме-

щать песчаный материал и даже размывать донные осадки. В связи с этим

песчаные слои далеко не всегда обладают признаками турбидитов. Например,

на северо-западе Северной Атлантики отложения конуса выноса Гаттерас (глу-

бица 5200—5250 м) представлены слоями по 0,1—2 м хорошо отсортированных

с градационным строением, либо с горизонтальной или косой слойчатостью,

(^убдркозовых и кварцевых песков и гравия. Реже встречаются прослои алеври-

тов,,

глиц, а также глауконитсодержащих илов. Органические остатки представ-

лены

здесь в карбонатной фракции моллюсками, фораминиферами и водоросля-

ми,

снесенными с шельфа (Huber, 1964). На глубинах 3 000—5 786 м описаны

следы роющих организмов, вызывающие пятнистость осадков (Clark, 1968).

В юго-восточной части Индийского океана на части абиссальной равнины

площадью около 1 млн. км2 выявлена область сильных донных течений (знаки

ряби) и активной эрозии со сплошным развитием марганцевых конкреций (Кеп-

net, Watkins, 1975). В Колумбийской впадине на глубинах 2,5—4 км выявлено

три, типа глубоководных дюноподобных глинисто-песчанистых валов высотой

3—20

м, иногда — гигантских, высотой 35—65 м, расположенных на меньших

глубинах при более крутых склонах (Bouma, Treadwell, 1975). Предполагается,

что они отложены турбидными течениями. В пелагических отложениях конста-

тируется космическая пыль или шарики и часты прослои, обогащенные вулка-

ническим пеплом (Wieser, 1963; Hyang, 1973).

По данным океанографических исследований, на океанических глубинах

(более 4,5 км) существуют течения со скоростью 10—15 см/с. Однако геологи-

ческие наблюдения за знаками ряби и другими формами микроскульптуры по-

верхности дна свидетельствуют о наличии вблизи дна течений с гораздо боль-

щей скоростью. Так, например, вблизи Новой Шотландии наблюдения, охваты-

422

вающие океанское дно, подтвердили существование высокоскоростных течении,

носящих эпизодический характер (R. Kerr, 1980). Причины их возникновения

и направление остаются дискуссионными.

Модели процесса отложения глубоководных песков с привлечением приме-

ров их современных и древних обстановок рассмотрел И. Паркер (I. R. Parker,

1977).

Он отмечает, что современные глубоководные конусы выноса почти всег-

да приурочены к каньонам. Осадки выносятся в пределы подводных конусов

выноса, где они откладываются. Приведены примеры существовавших в прош-

лом конусов выноса, связанных с каньонами.

И. В Хворовой (1974 г.) охарактеризован и отнесен к глубоководным осо-

бый тип осадочных кремнеобломочных пород — конгломератов, гравелитов, пес-

чаников и алевролитов, распространенных в эвгеосинклинальных толщах Южно-

го Урала. Выявлено их сходство с некоторыми современными глубоководными

песками. Часть описанных кремнеобломочных пород является разновидностью

отложений суспензионных потоков, возникших ближе к хребту. В образовании

другой части большую роль, по-видимому, играли донные течения. В них

обычно нет признаков флишевых песков и полностью отсутствует пелитовая со-

ставляющая.

Если за верхнюю границу пелагической (абиссальной) области принять по

Р.

Дитцу (1966 г.) глубины в 4—5 км, то для нее в подавляющем большинстве

случаев будет характерно отсутствие карбонатных осадков. Данными океано-

логов [9] подтверждается, что высококарбонатные илы обычно не встречаются

ниже уровня карбонатной компенсации (4,5—5,5 км). Пелагические известковые

илы в основном развиты на глубинах 2—4 тыс. м [8]. ,

При бурении в Тихом океане на поднятии Магеллана вскрыт сплошной раз-

рез карбонатных пород до юры и прослежен переход карбонатного ила снача-

ла в писчий мел, затем в известняк. Что касается океанических кремнистых по-

род и их связи с офиолитами, то Р. Е. Гаррисон (Pelagic sediments: on land

and under the sea, 1974) считает, что устойчивая связь кремней и офиолитов

еще не разгадана. Он отмечает, что на континентах кремнистые породы зале-

гают над вулканитами и перекрываются известняками. В океанах же они лежат

на известняках и покрываются более глубоководными осадками — кремнистыми

или глинистыми. Р. Е. Гаррисон полагает, что существующая палеобатиметри-

ческая интерпретация радиоляритовых сланцев и пелагических известняков сом-

нительна, поскольку нижняя граница уровня карбонатной компенсации значи-

тельно менялась во времени и пространстве. Реконструкции уровней древней

карбонатной линии по материалам глубоководного бурения показали, что она

заметно колебалась в одних океанических областях, оставаясь относительно ста-

бильной в других. Р. Е. Гаррисон показывает, что последовательность отложе-

ния глубоководных осадков, формирование которых связано с положением кри-

тического уровня карбонатонакопления, различна при низкой и более высокой

(у микритовых окремненных известняков) скоростях поступления карбонатного

материала. С учетом этого фактора для пелагических осадков мезозоя Альп

(Австрии, Швейцарии, Северной Италии, Сицилии, Греции) составлены фациаль-

ные диаграммы, отражающие изменения глубины дна бассейна (Тетиса), связан-

ные с тектоническими движениями и изменением скорости осадконакопления

от 1 до 10 м/млн. лет.

По данным глубоководного бурения (Thiede а. о., 1980) была проведена ре-

конструкция распространения биогенной карбонатной составляющей в глубоко-

423

водных отложениях верхнего мезозоя и кайнозоя Атлантического океана от эк-

ватбра до 42° с. Ш. Установлено две фазы интенсивного карбонатонакопления

в первую фазу седиментация карбонатов происходила на глубинах до 4,5 км,

во вторую — на глубинах до 3 км, и только в последние 25 млн. лет глубины

увеличились до 5,5 км.

Глубоководные карбонаты, встречающиеся ниже критической зоны карбона-

тонакопления,— явление аномальное, но имеющее важное значение (Resak,

1974).

В литературе рассматривается проблема офиолитового меланжа — олисто-

стромной и тектонической смеси офиолитового материала и осадков океаничес-

кого происхождения (A. Gansser, 1974). Вмещающая масса этого меланжа мо-

жет быть офиолитовой (особенно часты тектонизированные серпентиниты) или

осадОчной (в большинстве случаев — флишоидные фации). Нижний контакт

меланжа всегда тектонический, а верхний—трансгрессивный (пелагические из-

вестняки и флишоидные отложения).

Фациальная обстановка распространения железомарганцевых конкреции в

Тихом Океане подробно освещена И. О. Мурдмаа (1976 г.).

Сочетания радиоляритов с другими породами изучены В. С. Вишневской [1]

в юрско-неокомском разрезе Малого Кавказа. Они представляют собой циклы,

в которых породы связаны постепенными переходами, а смежные циклы разде-

лены резкими границами. Циклы состоят из трех элементов (снизу вверх):

1) песчаник или алевролит; 2) радиолярит или радиолярит-спонголит; 3) извест-

няк. Мощность циклов от сантиметров до первых метров. Анализ породных па-

рагенезов, структурные и текстурные особенности пород, по мнению В. С. Виш-

невской, свидетельствуют о глубоководности бассейна в период формирования

толщ, вмещающих радиоляриты.

Осадочные разрезы в глубоководных желобах севера Тихого океана опи-

саны Шеллом (Scholl, 1974). Они обычно представлены накоплениями горизон-

тально залегающих турбидитов мощностью 1—2 км, заполняющих осевую часть

желобов. Курило-Камчатский желоб характеризуется отсутствием турбидитных

накоплений: он выстилается 300—400-метровой толщей пелагических осадков

возрастом от позднего мела до голоцена.

Одной из особенностей осадков глубоководных котловин является присутст-

вие'в них аутигенных цеолитов — филлипсита и клпноптилолита [5, 6]. Филлип-

сит связан с пелагическими красными глинами и образуется в условиях мини-

мальных скоростей седиментации. За пределами глубоководных котловин он

встречается только локально в глинистых илах на подводных поднятиях; в об-

ластях базальтового вулканизма. В верхнемеловых океанических отложениях

Тихого океана широко распространен клиноптилолит, а филлипсит практически

отсутствует.

При изучении кернов с глубин 3,5—4,25 км на востоке экваториальной час-

ти Тихого океана (W. Berger, 1979) установлено, что степень сохранности нор

роющих организмов может являться индикатором глубоководности отложений.

Общая фациальная обстановка и батиметрия образования в карбоне юго-

западного Дарваза розовых известняков типа «Аммонитико россо» рассмотрена

М. А. Вознесенской [2]; они отнесены ею к пелагическим фациям.

На совещании седиментологов и океанологов в штате Миссисипи в 1979 г.

•были представлены модели, построенные на основе геологических и физических

•параметров, характеризующие прежде всего глубоководные карбонатные осад-

424

Ки,

а также модели распределения осадков в Индийском••.H, . сАттлантйтеском;

океанах за последние 140 млн. лет. Там же охарактеризованыдседиментадирнная)

история, морфология дна и особенности разрастания Индийского глубоководно;-'

го конуса. Подчеркнута возможность определения силы действия глубоководЧ

ных придонных течений по основным структурным характеристикам и магнит*

ным свойствам глубоководных отложений. .. •

.•>

и-

)

Глубоководные отложения в юре Тосканы подробно описал О, Коли»

(О.

Kalin, 1979). Они представлены позднеплейасовыми мергелями, часто с ос-

татками радиолярий. Свиту Диаспри слагают окремнелые известняки и .радио-

ляриевые кремни, чередующиеся с аргиллитами. В связи с широким развитием-

глубоководного бурения получены важные сведения о составе и характере глу*

бокОводных океанических отложений ниже уровня современных осадков [4]1

Отмечается наиболее поразительная особенность строения дна океана на-

громадном пространстве Северо-Американской котловины— отсутствие постоян-

ства B процессе седиментации. Только в изолированных углублениях встреча--

ются более или менее мощные слои однородного состава. В глубоководных ко*-

лонках обнаруживаются слои с макро- и микрослоистостью, с многочисленными

ходами, роющих животных, переотложенные слои более древних осадков,, следы

работы донных течений и суспензионных-потоков и как результат — изменчи-

вость

мощностей.

На Северо-Американской котловине равнинные участки (глубина

5—6,5

км)

перемежаются с грядами холмов высотой до 1 км. Равнинные участки • дна

между холмами покрыты, коричневым глинистым илом («красная глина»). Керн

был взят с глубины 5 597 м на участке равнины между холмами, окаймляю*

щими абиссальную равнину Нэрес. На этой глубине распространен глинистый

коричневый ил с редкими кремневыми иглами, с прослоями более, грубозерни-

стого материала, с мелким алевритом, иногда с остатками фораминифер. Ввод-

ном слое — ходы животных. -

Абиссальная равнина Нэрес покрыта «красной глиной». В центральной части

этой равнины на глубине 5 680 м наблюдается тонкое переслаивание коричнев

вого глинистого ила с тонкопесчанистым илом и даже с илистым тонким пес-

ком. .

На глубине 6 400 м впадины (желоба) Пуэрто-Рико обнаружен форамини-

феровый ил с линзами известкового фораминиферового песка. Более крупный

материал состоит из остатков мелководных организмов. На поверхности везде

коричневый ил («красная глубоководная глина»). Под этим слоем на дне же-

лоба встречено переслаивание «красной глины» с карбонатными крупнозерни-

стыми осадками, иногда обладающими градационной слоистостью и с примесью

остатков мелководных организмов. На склонах этой впадины колонки керна

длиной до 290 см сплошь состоят из почти бескарбонатной «красной

глины».

Данные глубоководного бурения позволяют судить о составе и характере

отложений на некоторых из таких возвышенностей, находящихся на различных

глубинах Атлантического океана [4].

1. На пороге Риу-Гранди, отделяющем Бразильскую котловину от Арген-

тинской, в центральной его части, на глубине 905 м отмечен высококарбонатный

(98%

CaCO

) птероподовый ил с минеральными зернами до 0,1 мм кварца, по-

левых шпатов, вулканического стекла, пемзы. Среди органических остатков пре-

обладают планктонные фораминиферы (40%), обломки моллюсков, иглокожих,

425

кокколиты, рабдолиты; в ничтожном количестве кремневые остатки — иглы гу-

бок, радиолярии, диатомовые.

Там же на глубине 2 113м вскрыты сильно карбонатные палеоген-нео-

геновые отложения. В их основании — белый ракушечник, сцементированный

кальцитом, с остатками иноцерамов. На глубине 2 134 м пробурено 242 м кар-

бонатных отложений кайнозоя. На 140-м м вскрыт маркирующий горизонт пис-

чего мела. Скважина закончена в среднеэоценовом известняке с прослойками

,кремней.

При глубоководном бурении в Среднеамериканском желобе вкрест простира-

ния побережья Гватемалы вскрыты накопления мела, относящиеся к нижнему

и среднему миоцену, абиссальные красные глины небольшой мощности и терри-

генные накопления позднего миоцена и более молодого возраста (R. Von Hue-

ле,

J. Aubouin, 1980).

На вершине подводной горы Суйко скважинами вскрыт интересный раз-

рез,

представленный переходом от кровли позднепалеогеновых рифовых образо-

ваний, с большим перерывом, к меловым пелагическим осадкам. В современных

океанах мы не знаем отложений древнее мезозойских.

При глубоководном бурении западнее Африки (Price Ilfryn, 1980) вскрыта

«флишевая» толща глубоководных титон-альбских дистальных турбидитов с

цикличным чередованием песчаников, алевролитов, аргиллитов и микритовых из-

вестняков.

А. Л. Яншин отмечает [9], что установление океанического типа строения

земной коры эвгеосинклиналей позволяет утверждать их глубоководность. Глу-

боководными можно считать лептогеосинклинальные и олистостромовые форма-

ции,

флиш, граптолитовые и аптиховые сланцы.

Результаты формационного и литолого-фациального анализа разрезов мезо-

кайнозойских отложений восточной части Атлантики изложены П. П. Тимофее-

вым и В. В. Еремеевым [8]. Авторами впервые выделены фациальные типы

осадков формаций. Высказано мнение об эволюции восточной части Атланти-

ческого океана.

§ 3. ГЛУБОКОВОДНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ НА КОНТИНЕНТАХ ' ;|

Долгое время господствовало убеждение, что глубоководные отложения на

континентах отсутствуют. Это заключение, естественно, полностью приложимо

к платформам. Но и в пределах геосинклинальных складчатых поясов, как по-

лагали, нет истинных глубоководных отложений. Э. Or считал, что в геосинкли-

налях не встречаются остатки абиссальных отложений и что в них господство-

вала батиальная и шельфовая седиментация. Достижения последних десятиле-

тий в изучении осадков современных океанов и глубоководных впадин окраин-

ных и внутренних морей, равно как открытие того, что офиолитовые комплек-

сы складчатых поясов представляют собой остатки океанической коры геологи-

ческого прошлого, заставили коренным образом пересмотреть роль глубоковод-

ных отложений в строении разрезов складчатых областей.

Глубоководные отложения являются обязательной принадлежностью страти-

графического разреза внутренних, так называемых эвгеосинклинальных зон

складчатых областей. Эти зоны, как правило, характеризуются одной и той же

последовательностью образования различных геологических комплексов. В ос-

им внутренней стратификацией. Выше них залегают обычно мощные терригея-

ные и кремнисто-терригенные комплексы, часто ассоциирующиеся с вулканичес-

кими толщами существенно андезито-базальтового состава. Подобные разрезы!

свойственны Уралу, Аппалачам, палеозоидам Южной Сибири и Монголии, Аль-

пийскому поясу. Восточной Австралии и многим другим складчатым соору-

жениям.

Разрез офиолитов, несмотря на существующие отличия между конкретными

комплексами, повсюду начинается гипербазитами, на которых располагаются

пироксениты, габбро и далее подушечные лавы базальтового состава. Лавы по

химическим свойствам приближаются к низкокалиевым толеитам и полностью'

аналогичны современным океаническим базальтам. Офиолиты обычно венча-

ются сравнительно маломощным чехлом кремнистых или карбонатно-кремни--

стых осадков. Это известные радиоляриты офиолитов Альпийского пояса

описанные в Апеннинах, Динаридах и других местах. По возрасту они отно-

сятся к поздней юре — раннему мелу. В Центральном Казахстане офиолиты

пе-

рекрыты аналогичными кремнистыми отложениями известной уртынджальской

свиты (или ее аналогов), относящимися по возрасту к позднему докембрию или

кембрию. i

В Западной Монголии Хантайширский офиолитовый комплекс завершается

формированием толщи пестрых кремнистых сланцев и яшм, содержащих тонкие

слойки алевролитов турбидитного происхождения. Мощность этой толщи всего

300 м, она необычно выдержана на площади и может служить маркирующим

горизонтом; по возрасту принадлежит раннему кембрию. Подобные кремнистые

толщи присутствуют в разрезах любого офиолитового комплекса. Они удиви-

тельно похожи на осадки современных абиссальных равнин, где седиментация

идет ниже уровня карбонатной компенсации, т. е. на глубинах более 4,7—5 км.

Кроме того, в целом ряде мест (Апеннины, Тянь-Шань, Монголия) в связи с

офиолитами выявлены своеобразные обломочные породы, представленные мик-

робрекчиями и песчаниками, состоящими из продуктов подводного размыва ги-

пербазитов, габбро и других магматических пород офиолитовой ассоциации.

Это исключительно меланократовые обломочные породы. Они находят себе

полных аналогов в так называемых эдафогенных осадках, описанных П. Л.Без-

руковым в пределах срединно-океанических хребтов и образующихся за счет

подводного разрушения крутых уступов рельефа в рифтовых зонах и ущельях

трансформных разломов.

По распространению подобных глубоководных осадков и подстилающих их

офиолитов, т. е. прежней океанической коры, удается реставрировать следы бы-

лых океанических бассейнов и восстановить прошлые океаны. Так, для раннего

палеозоя реконструируются палео-Атлантический и палео-Азиатский

океаны','су-

ществовавшие на месте каледонских сооружений Аппалач и Северо-Западной

Европы, с одной стороны, и Южной Сибири, Казахстана и Монголии — с дру-

гой.

Таким же образом может быть намечен хорошо известный мезозойский

океан Тетис, маркируемый офиолитами и связанными с ними глубоководными

отложениями Альпийского пояса.

Несравненно больший объем в складчатых поясах занимают терригенные

комплексы. К ним принадлежит прежде всего флиш и похожие на него <фли-

шоидные толщи. Кроме того, могут быть обособлены мощные граувакковые

комплексы, лишенные или со слабым развитием градационной слоистости: BQ

всех них отмечаются многочисленные текстурные признаки, свидетельствующие

427

об

ИХ

образовании за счет мутьевых потоков, подводного оползания, т. е. они

представляют собой турбидиты. В современных условиях подобные отложения

накапливаются только (или преимущественно) на континентальном подножье,

следовательно, в глубоководных условиях, на глубинах, большей частью пре-

вышающих 3 км. Обстановки континентального подножья возникают у края

абиссальных равнин рядом с пассивными континентальными окраинами атлан-

тического типа, на приостровных склонах глубоководных желобов, у подножья

уступов окраинных и внутренних морей с субокеаническим типом коры. В иско-

паемом состоянии крайне трудно различить, какой из названных обстановок

может отвечать тот или иной терригенный комплекс.

Все терригенные комплексы подобного типа характеризуются, помимо отме-

ченных текстурных особенностей, крайне малым содержанием окаменелостей,

переотложением фауны, полимиктовым составом обломочного материала, кото-

рый является граувакковым и никогда не бывает аркозовым. Примерами таких

комплексов могут служить силурийско-девонские толщи Зилаирского синклино-

рия Урала, верхнекембрийско-ордовикские толщи Западного Саяна, многие фли-

шевые толщи Альпийского пояса.

Состав обломочного материала позволяет в первом приближении судить о

том, в какой палеогеографической обстановке накапливались терригенные осад-

ки.

В случае, так сказать, «зрелых» турбидитов, содержащих большое количе-

ство обломков кварца, полевых шпатов и метаморфических пород, можно пред-

полагать континентальный источник происхождения материала и образование

осадков на континентальном подножье вблизи пассивных континентальных окра-

ин нли во внутренних и окраинных морях. Если же осадки состоят в основном

из «незрелых» турбидитов, в составе обломочного материала которых почти

нет кварца, но в обилии представлены вулканические породы, то осадки на-

капливались главным образом по соседству с прежними вулканическими остров-

ными дугами, скорее всего на приостровных склонах глубоководных желобов

или в глубоководных котловинах в тылу островных дуг.

В Аппалачах детальными исследованиями ряда геологов было установлено,

что кембро-ордовикские терригенные толщи Таконских клиппов западной зоны

Аппалач представляют собой осадки континентального подножия раннепалео-

зойского палео-Атлантического океана. Равным образом, в виде осадков преж-

него континентального подножия у пассивной окраины может быть истолкован

разрез силура и девона Зилаирского синклинория Урала. Нижнепалеозойские

терригенные толщи Западного Саяна представляют собой скорее всего осадки

прежнего окраинного моря в тылу островной дуги. Девонские незрелые турби-

диты Южно-Монгольской зоны, тесно переплетающиеся с андезито-базальтами,

маркируют, по-видимому, приостровной склон глубоководного желоба. Приме-

чательно, что к ним приурочены олистостромовые горизонты.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Вишневская

В. С. Парагенезы радиоляритов юрско-неокомского разреза

Малого Кавказа. — Бюл. МОИП, отд. геол., 1976, вып. 51, № 1, с. 148—149.

2. Вознесенская

М. А. Фации пелагических известняков в карбоне юго-

западного Дарваза. — Литол. и полезн. ископ., 1979, № 6, с. 119—106.

Емельянов

Е. M., Лисицын А. П., Ильин А. В. Типы донных осадков

Атлантического океана. Калининград, 1975. 579 с.

428

Кленова М. В., Лавров В. Ж. Геология Атлантического океана. M., Нау-

ка, 1975. 458 с.

Коссовская А. Г. Генетические типы цеолитов стратифицированных фор-

маций. — Литол. и полезн. ископ., 1975, № 2, с. 23—44.

6. Лисицына Н. А., Буту зова Г. Ю. Цеолиты в осадках литологического

шрофиля через Тихий океан.—• Литол. и полезн. ископ., 1976, № 2, с. 9—21.

Олексив Б. И. О возможном присутствии глубоководных фаций среди

юрских морских отложений Восточного Забайкалья.—В кн.: Вопр. литол. и пет-

рогр.

Кн. 2, Львов, 1973.

8. Тимофеев Л. П., Еремеев В. В. Мезоаойско-кайнозойские осадочные фор-

мации восточной части Атлантического океана (по материалам глубоководных

скважин 41-го рейса «Гломар Челленджер»).—В кн.: Типы осадоч. формаций

нефтегазоносных бассейнов. M., 1980, с. 145—166.

У. Яншин А. Л. Глубоководные отложения Теологического прошлого. —

В кн. Проблемы современной литологии и осадочных полезных ископаемых.

Новосибирск, 1977, с. 4—7. '