Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

Другим примером могут являться восточный Прикаспий и Ман­ гышлак, которые в позднемеловую эпоху принадлежали к Европейской палеобиогеографической области, охватывавшей огромные простран­ ства от Атлантического побережья Европы на западе до Аральского моря на востоке. Восточно-Европейская платформа и значительная часть Крымско-Кавказской области входили в ее пределы, а крайним востоком являлись области Закаспия (Мангышлак, Устюрт, Приаралье, запад Копет-Дага). Моря, занимавшие эти огромные пространства, бы­ ли связаны между собой и в них обитали одни и те же организмы. Комплексы фоссилий запада и востока ЕПО представлены одними и теми же головоногими моллюсками (аммонитами, белемнитами), иноцерамами, мшанками, иглокожими и т. д. Даже фораминиферы, не только планктонные, но и бентосные обнаруживают черты необычай­ ного сходства. Это позволяет проследить на всей площади развития верхнего мела ЕПО одни и те же стратиграфические уровни [Найдин и ДР-, 1994].

Сходство фаун запада и востока ЕПО привело к тому, что в практи­ ке стратиграфических исследований в Закаспии выделялись ярусы, стратотипы которых расположены в Западной Европе. Так, еще в 1899 г. В. П. Семенов, опираясь на палеонтологические данные, разли­ чал в верхнемеловой толще Мангышлака ярусы, ранее установленные в Западной Европе. Поэтому принимая во внимание фациальную бли­ зость верхнемеловых отложений Крыма, Кавказа, Мангышлака к стра­ тотипическим регионам в Западной Европе, во многих случаях воз­ можно картирование ярусов и подъярусов.

В значительной мере иная ситуация сложилась в кайнозойской и, в частности, палеогеновой стратиграфии. Разнообразная палеогеографи­ ческая обстановка, существовавшая в палеогеновый период, обусловила сложность применения европейских стратонов на территории юга ЕПО. Большая часть стратотипов ярусов палеогена отражает палеогеогра­ фические условия стратотипической местности, что сильно затрудняет межрегиональные сопоставления. Поэтому в стратиграфии кайнозоя четко наметились две различные тенденции. Первая заключается в от­ брасывании старых ярусов и их «неполноценных» стратотипов и выде­ лении новых ярусов (одно время предлагалось даже выделять «региоярусы») с новыми стратотипами, а иногда и без них. Известным приме­ ром могут служить крымские «ярусы», стратотипом которых был вы­ бран бахчисарайский разрез палеогена. Вместо монского, танетского, ипрского и других ярусов, которые великолепно выделяются в Крыму по комплексу характерных фоссилий, были введены инкерманский, качинский, бахчисарайский и т. д. На ошибочность и непродуманность этого шага было указано в статье Г. П. Леонова и др. [1965], и через 18 лет по-

46

еле выхода этой статьи крымские «ярусы» были упразднены. Другая тенденция четко выражена в практике микропалеонтологического обос­ нования стратиграфии палеогена. Она состоит в отказе от ярусов вооб­ ще и разделении отделов палеогена на микропалеонтологические зоны, используя их в качестве «мерной линейки». Сторонники этой тенденции исключают ярус из стратиграфической шкалы и предполагают, что ос­ новной ее единицей является зона.

Таким образом, палеобиогеографические подразделения отражают определенные этапы развития бассейнов и контролируются как текто­ никой бассейновых структур (что определяет наличие или отсутствие географической изоляции), так и общей тенденцией в развитии клима­ та (включая уровень эветатики). Очевидно, чем больше существовало морских связей у бассейнов и чем шире были климатические зоны (обычно это «высокое стояние» уровня Мирового океана), тем на большую территорию будет распространяться действие тех или иных зональных шкал.

Более тесно связана с климатической зональностью флористиче­ ская зональность. При этом основные типы ископаемой флоры могут быть прослежены на разных континентах, что позволяет достаточно точно судить о географической (или, точнее, тектонической) связи от­ дельных блоков земной коры, а также о климатических условиях от­ дельных регионов. Это особенно отчетливо продемонстрировано на примере соотношения гондванских и других флор [С. В. Мейен в Меннер, Макридин, 1988] (рис. 1.18).

Для целей унификации зональных подразделений крупных бассей­ нов седиментации в настоящее время принято использовать «стан­ дартные» зональные шкалы (рис. 1.19), отражающие распознаваемость тех или иных зональных подразделений в соответствующих палеобио­ географических областях. В частности, совсем недавно подобная шка­ ла была предложена в качестве «Бореального стандарта» для мезозоя [Захаров и др., 1997] (рис. 1.20, см. прил.).

Соотношение лито- и биостратиграфического деления

Подавляющая часть ярусов шкалы фанерозоя выделена на биостратиграфической основе. Казалось бы, целесообразно картировать именно единицы биостратиграфического обоснования — биостратоны. Однако самостоятельно выделить и проследить в пространстве биостратоны практически невозможно. На практике они совмещаются с литостратонами, и в пространстве их границы прослеживаются как литостратиграфические [Егоян, 1987]. Картируются обычно литостратоны, поскольку это менее трудоемкая работа. Это предусматривается

47

Рис. 1.18. Географическое распределение главных филогенетических ветвей.

Флоры: / — потальные (гоидванскис) вмеэкиаториальные; 2 — экваториальные п прилежащие к ним экотоппыс; 3 — бореальпые; 4 — неопределенная фитогеографичсская ситуация девона (по С. В. Meiieny).

целым рядом инструкций [Стратиграфический кодекс, 1992; инструк­ ции по содержанию и оформлению опорных легенд к Государственной геологической карте СССР разных масштабов]. Основным картируе­ мым подразделением является свита (formation в англоязычной литера­ туре) — таксономическая единица местных стратиграфических под­ разделений при среднемасштабной геологической съемке и первичном расчленении разреза по скважинам. Она представляет собой «совокуп­ ность развитых, в пределах какого-либо геологического района отло­ жений, четко отличающихся от ниже- и вышезалегающих свит специ­ фическими литолого-фациальной и палеонтологической (при наличии остатков организмов) характеристиками, внутренним вещественным и структурным (отсутствие значительных перерывов) единством и ха­ рактером границ».

В то же время категоричность требования повсеместного свитного деления вызывает целый ряд замечаний.

Первое замечание касается природы свит, которая ничем не отли­ чается от природы ярусов (применительно к кимериджу об этом уже

48

Рис. 1.19. Аммонитовая стандартная шкала нижнего мела Средизем­ номорской палеобиогеографической области. По [Hoedemaeker et al., 1995].

49

говорилось) и, в частности, выделения свит в верхнемеловых отложе­ ниях. По своему происхождению ярусы верхнего отдела меловой сис­ темы являются литостратонами (т. е. свитами), так как границы между ними при дискретном распределении органических остатков неизбеж­ но намечались с учетом вещественных и структурных особенностей отложений. Эти стратоны прекрасно охарактеризованы палеонтологи­ чески и в последние годы получили четкое подъярусное и зональное деление.

Второе замечание касается следующего: в силу уже упоминавшей­ ся фациальной выдержанности пелагических карбонатных осадков ЕПО от ее западных пределов, где расположены стратотипы ярусов вплоть до Закаспия, ярусы верхнего мела системы прослеживаются уже давно. Поэтому для этих областей в пределах ЕПО целесообразно применять ярусное деление и картировать сами ярусы или их части. Применительно к южным районам СНГ ярусное деление мела можно проводить для Крыма, Северного Кавказа, большей части Прикаспий­ ской впадины, для полуостровов Бузачи и Мангышлак, а также для Ус­ тюрта.

По некоторым особенностям литологического состава верхний мел Крыма, Прикаспия и Мангышлака разделяется на ряд толщ, которым были даны номера [Найдин и др., 1984 и др.]. Формально им вполне можно дать названия, как это требуется для свит; например, жоксыиртауская свита песчано-глинистого состава (сеноман); тущебекская сви­ та грубых мергелей (верхний турон) и т. д. Вряд ли в этом есть необхо­ димость, так как возраст толщ согласно комплексам макро- и микро­ фауны полностью эквивалентен подразделениям общей шкалы.

Но вместе с тем в пределах ЕПО существуют участки, где прямое выделение ярусов не представляется возможным в силу локальной фа­ циальной изменчивости. К ним в первую очередь относятся восточные окраины ЕПО, прилежащие к Уралу и Мугоджарам. Верхний мел этого региона представлен в основном терригенными прибрежными фациями. Здесь сложно установить границу между сеноманским и альбским яру­ сами по палеонтологическим данным, и поэтому выделяется алтыкудукская свита, содержащая альб-сеноманский флористический комплекс. Так же трудно определить границу между коньякским, сантонским и кампанским ярусами, выделить соответствующие этим ярусам зоны. В этой части разреза в Западном Примугоджарье выделяются кульденентемирская и жарыкская свиты, хорошо различающиеся по литологиче­ скому составу. В западном направлении они сменяются карбонатными фациями, для которых ныне разработана дробная стратиграфическая схема расчленения [Найдин и др., 1984]. Именно здесь можно и необхо­ димо прослеживать переход от свит к общим подразделениям (ярусам).

50

Несколько практических рекомендаций

—Наиболее вероятно найти органические остатки в «сгружен­ ных» конденсированных горизонтах, фосфоритовых и других конкре­ циях.

—Собранные ископаемые должны быть как можно более детально привязаны к разрезу (вплоть до указания части слоя или расстояния до опознаваемых реперов).

—Чем более детально охарактеризованы разрезы ископаемыми, тем более надежно будет установлен возраст и учтена возможность присутствия перерывов.

—Необходим комплексный подход в сборе фоссилий: чем больше спектр собранной фауны с одного и того же уровня, тем более надеж­ ным будет обоснование.

—Одновременно со сборами ископаемых следует обращать вни­ мание на такие детали, как их сохранность, расположение в разрезе (т. е. производить минимальные тафономические наблюдения). Это поможет не только в восстановлении условий захоронения остатков, но

иотделении автохтонных элементов от аллохтонных.

—Ни в коем случае нельзя передавать палеонтологам образцы фауны на определение «вслепую» (без привязки, без разреза, без пред­ положительного возраста). Это может привести к грубым стратигра­ фическим ошибкам. Простейший пример, проиллюстрированный на рис. 1.21, базируется на повторяемости одинаковых (близких) призна­

ков в одних и тех же группах организмов во времени. Если определяе­ мая фауна происходила из единого разреза, то подобный ошибочный подход не позволит устанавливать филозоны или надежно обосновы­ вать комплексные зоны.

— Не следует увлекаться выделением местных биостратонов. Своеобразие фаунистических комплексов можно использовать лишь для характеристики палеонтологических особенностей более крупных (региональных) подразделений.

1.3. АНАЛИЗ ПЕРЕРЫВОВ, ХАРАКТЕРИСТИКА ИХ РАНГОВ

Перерывы и несогласия осадочного чехла связаны с различными геологическими процессами и имеют различное пространственное распространение. Существует несколько генетических типов переры­ вов и несогласий. Седиментационные перерывы возникают за счет проявления различных процессов, препятствующих отложению осад­ ков или способствующих их уничтожению. Седиментационные пере­ рывы встречаются в осадочных чехлах как континентальных, так и

51

Рис. 1.21. Примеры повторения признаков у аммонитов, характери­ зующих разные стратиграфические интервалы.

океанических бассейнов. Их длительность колеблется в широких пре­ делах и может достигать нескольких десятков, а иногда и сотен мил­ лионов лет [Шлезингер, 1998].

1.3.1. ЭРОЗИОННЫЕ НЕСОГЛАСИЯ

Наибольшее распространение имеют перерывы и несогласия, обу­ словленные тектоническими процессами. Они образуются в результате эрозии уже давно сформировавшихся толщ, .размыва пород, но не осадка. Обычно причиной формирования таких перерывов служат тек­ тонические процессы, связанные с поднятием региона, когда перерывы формируются в субаэральных условиях. Они интересны прежде всего потому, что по ним можно оценить стратиграфическую полноту оса­ дочных толщ; с ними связаны границы картируемых подразделений, их региональное или локальное пространственное распространение

52

позволяет судить о тектонической истории развития структур крупного и более мелкого ранга. Кроме того, с перерывами этого типа связаны месторождения полезных ископаемых, например, фосфориты про­ мышленного значения. Можно выделить несколько типов подобного типа перерывов.

Угловые (структурные) несогласия выражаются в отсутствии параллелизма между слоями, перекрывающими друг друга в верти­ кальном разрезе (рис. 1.22, 1.23а). Наличие углового несогласия гово­ рит о следующей последовательности геологических событий: 1 — образование нижней толщи — I; 2 — деформация нижней толщи; 3 ---

общее поднятие и размыв слоев толщи I и формирование поверхности несогласия — б; 4 — новое погружение и образование слоев толщи II, 5 — деформация нижней и средней толщи I и II, 6 — общее поднятие и размыв II и формирование поверхности несогласия — а и т. д. (рис. 1.22). Из этой последовательности геологических событий следует, что деформация толщи I произошла после образования наиболее молодого слоя этой толщи и до образования наиболее древнего слоя верхней толщи II. Установление возраста слоев, разделенных угловым несогла­ сием, определит тем самым интервал геологического времени (гиатус), в течение которого происходили в данном случае деформации. Оче­ видно, что точность определения времени деформаций зависит от про­ должительности перерыва в осадконакоплении, разделяющего эпохи формирования несогласно залегающих толщ. Чем меньше этот пере­ рыв, тем более точным будет суждение о времени деформации слоев.

разделенные поверхностя­ ми несогласий; а, б — по­ верхности несогласий.

В подводных условиях восходящие вертикальные и сжимающие горизонтальные тектонические движения создают ровные поверхности эрозионных срезов [Шлезингер, 1998]. Поднимающееся дно бассейна приводит к абразии и уничтожению слоев осадочного чехла. Диффе­ ренцированный характер вертикальных движений уничтожает разные по мощности толщи осадочного чехла; в зонах наиболее приподнятых эрозия максимальна. При последующем перекрытии эрозионных сре­ зов осадками образуются угловые (структурные) несогласия.

53

Рис. 1.23. Главные типы угловых несогласий.

а — угловое несогласие между толщами I и II, б — скрытое несогласие, устанавли­ вающееся по резкой смене вещественного состава пород между толщами I и II, в — не­ согласие с размывом толщи I, г — последовательное (трансгрессивное) налегание раз­ ных горизонтов толщи II на толщу I.

Другой тип перерывов, когда из вертикального разреза выпадают отложения, отвечающие более или менее продолжительному интерва­ лу времени, но между сформировавшимися толщами не существует структурного несогласия. В этом случае подстилающая и покрываю­ щая толщи разделяются неровной эрозионной поверхностью, иногда с карманами (рис. 1.23е). В основании покрывающего слоя часто содер­ жатся обломки подстилающего слоя. Интервал формирования переры­ ва в осадконакоплении определяется как и в предшествующем случае: он будет представлять собой промежуток между временем формирова­ ния самого молодого слоя толщи I и самым древним слоем толщи II. Можно предположить для времени формирования перерыва общее поднятие местности, но ни величина поднятия, ни реальный ход соот­ ветствующего процесса не могут быть установлены точно. Причиной формирования такого рода перерывов являются эпейрогенические движения, которые определяют смену областей аккумуляции и денуда­ ции. Длительное пребывание определенной части осадочного бассейна в континентальных условиях подвергает накопившиеся до этого вре­ мени отложения активному воздействию внешних агентов. Леднико­ вые и эоловые процессы, карст также создают отрицательный рельеф, приводя к уничтожению ранее сформированных слоев осадочного

54

чехла, и формируют линейные формы отрицательного рельефа. Впос­ ледствии они захороняются осадками, формируя погребенные врезы.

Перерывы в осадконакоплен ии широко распространены и в оса­ дочных толщах океанов, и длительность их может быть весьма значи­ тельной, составляя иногда несколько десятков миллионов лет. Иногда они могут происходить практически без размыва ранее накопившихся отложений, при этом главным создающим фактором являлись придон­ ные течения, многие из которых имели глобальный характер и дли­ тельность проявления. Они зависят от эвстатических колебаний уров­ ня Мирового океана. Например, на крутых континентальных склонах осадочного бассейна осадки подвергаются подводной эрозии за счет воздействия движущегося обломочного материала и вовлечения в движение масс горных пород, потерявших связанность. Существенную роль могут играть размокание пород и их переход в нелитифицированное состояние. Указанные процессы приводят к плоскостной эрозии континентальных склонов. При последующем их захоронении осадка­ ми в осадочном чехле фиксируются поверхности угловых несогласий, не связанных со структурными перестройками, затухающие за бровкой шельфа и за подножием склона. Такие плоскостные эрозионные срезы играют существенную роль в строении бортовых зон глубоководных осадочных бассейнов.

Дифференциация по латерали эпейрогенических движений отри­ цательного знака приводит к расширению площади осадочного бас­ сейна. Более молодые слои последовательно налегают на поверхность подстилающей толщи и создают несогласия последовательного (транс­ грессивного) налегания (рис. 1.23г). Относительные (эвстатические) колебания уровня моря также формируют поверхности трансгрессив­ ного подошвенного налегания, хорошо фиксирующиеся на сейсмиче­ ских профилях. Они перекрывают на больших расстояниях поверхно­ сти размыва. В отличие от перерывов, связанных с орогеническими процессами, так называемые экзогенные несогласия имеют ограни­ ченное распространение. В то же время несогласия, связанные с эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана, часто встречаются на очень протяженных участках осадочных бассейнов, например, вдоль пассивной окраины континента.

Несогласия могут не фиксироваться какой-либо эрозионной по­ верхностью, однако их присутствие может быть обнаружено по резкой литологической границе между толщами (рис. 1.23б). Такой тип пере­ рывов носит название скрытых несогласий.

В целом несогласия экзогенного типа в значительной мере сокра­ щают осадочную летопись, сохраняя часто не более 1/4 накопленных осадков (рис. 1.24).

55