Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Состояние изученности франского яруса Приильменской части Главного девонского ПОЛЯ
Глава 2. Методическая основа исследования 14
2.1. Методы изучения цикличности осадочных толщ 14
2 2 Научно-методическая основа структурно-генетического анализа 15
2.3.Литохимический стандарт ЮК 18
2.4. Алгоритм исследования 20
Глава 3. Фактический материал 22
Глава 4 Структурно-генетический анализ франского яруса Приильменской части Главного девонского поля 25
4.1. Литолого-генетические типы пород 25
4 2 Структурно-генетические типы слоев 44
Глава 5 Цикличность и палеогеография франа Приильменской части Главного девонского поля 66
5 1 Цикличность франских отложений 66
5 2.Палеоклиматическиеусловия 67
5.3. Геохимические индикаторы условий и обстановок осадконакопления ..70
5.4. Палеогеография 79
Глава 6. Парагенерации франского яруса Приильменской части Главного девонского поля и их латеральные изменения 85
Глава 7. Стратиграфия франского яруса Приильменской части Главного девонского поля Заключение П3
Список литературы
- Научно-методическая основа структурно-генетического анализа
- Алгоритм исследования
- Структурно-генетические типы слоев
- Геохимические индикаторы условий и обстановок осадконакопления
Введение к работе
Актуальность работы. На северо-западе Русской плиты в пределах Приильменской части Главного девонского поля (листы ГГК-200 О-36-VII-IX, XIII-XV, XIX-XXI) разрез франского яруса мощностью 300 м образуют пестроцветные и красноцветные терригенные и карбонатные породы. Проблемам стратиграфии, литологии и палеогеографии франского яруса Главного девонского поля посвящены работы Р.Ф. Геккера, Л.С. Петрова, С.В. Тихомирова, В.С. Сорокина, Э.Ю. Саммета, В.Р. Вербицкого, А.В. Журавлева и др. Корреляция разрезов в основном осуществлялась биостратиграфическими методами. Однако, палеонтологическая характеристика многочисленных скважин, пробуренных в рассматриваемом районе, как правило, недостаточна для надежных биостратиграфических построений.
В этой ситуации для расчленения и корреляции разрезов, уточнения региональной стратиграфической схемы, как основы для геологического картирования территории, актуально детальное исследование состава и строения разрезов, реконструкция обстановок и выявление цикличности осадконакопления в палеобассейне.
Поэтому в данной работе основное внимание уделено анализу литологических признаков пород и взаимоотношению геологических тел. Первостепенное значение в ходе исследований придавалось сбору, обобщению и интерпретации геологической информации – описанию естественных обнажений, лабораторному изучению пород, анализу документации керна скважин.
Выбор в качестве объекта исследований Приильменской части Главного девонского поля обусловлен относительно высокой степенью обнаженности пород франского яруса и их доступностью для детальных исследований. При этом рассматриваемая территория является частью находящегося в производстве листа О-36 – Санкт-Петербург Госгеолкарты-1000/3.
Цель работы. Выявление особенностей строения франского яруса Приильменской части Главного девонского поля, связанных с эволюцией обстановок осадконакопления в палеобассейне.
Задачи исследования:
1. Структурно-генетический анализ частных разрезов, выявление трансгрессивно-регрессивных последовательностей слоев (парагенераций), связанных с колебаниями относительного уровня моря, и осуществление по ним детальной корреляции разрезов.
2. Составление серии палеогеографических схем для узких временных интервалов, соответствующих максимумам трансгрессии и регрессии каждого из выявленных циклов колебания уровня моря.
3. Выявление структурно-вещественных особенностей парагенераций франского яруса.
Фактический материал. Работа основана на материалах, собранных автором в 2008–2011 гг. при послойном описании обнажений суммарной мощностью 400 м на Южном Приильменьи. В береговом уступе (глинте) оз. Ильмень изучен практически непрерывный разрез ильменских и бурегских слоев семилукского горизонта протяженностью 15 км, что позволило не только выявить их литологические особенности, но и установить закономерности латеральных изменений. По обнажениям, представленным в бортах долин нижнего течения рек Псижа, Перехода, Саватейка и карьеров у деревень Ретлё и Буреги, собраны материалы для анализа латеральных изменений слоев в направлении перпендикулярном Ильменскому глинту. Разрезы бурегских слоев описаны в карьерах у деревень Луки и Солоницко. На р. Мшага у дер. Взъезды изучено обнажение свинордских слоев. На р. Ловать возле дер. Ходыни и Ляховичи – обнажения снежской свиты (рис. 1).
Камеральная обработка собранных материалов включала оптико-микроскопические исследования (около 200 шлифов); гранулометрический анализ глин пипеточным методом (20 проб) и легко дезинтегрируемых песчаников с использованием программы «Видеотест» (30 проб); определения количества нерастворимого остатка в карбонатных породах (10 проб).
Кроме того, в работе использованы материалы описания керна и результаты лабораторных определений химического состава пород из фондовых отчетов (ответственные исполнители Э.Ю. Саммет, В.Н. Делюсин, Д.Б. Малаховский, В.А. Селиванова, М.Е. Видгорчик, З.М. Мокриенко, А.И. Шмаенок).
Рис. 1. Карта фактического материала.
1 – места описания обнажений и отбора образцов: а – естественные обнажения и карьеры Южного Приильменья, б - карьеры у дер. Луки и Солоницко, в – обнажения на р. Мшага у дер. Взъезды, г – на р. Ловать у дер. Ляховичи; 2 – скважины, описания которых заимствованы из фондовых отчетов; 3 – скважины, разрезы которых приведены на схеме корреляции.
В правых углах трапеций – номенклатура листов ГГК-200.
Методика исследования. Изучение франского яруса базируется на методике структурно-генетического анализа (Шишлов, 2010), которая позволяет получить унифицированную характеристику разнофациальных отложений, проследить их латеральные изменения и пространственные взаимоотношения. При этом реализованы следующие операции:
1. Выполнена структурно-генетическая типизация слоев по комплексу первичных признаков пород (вещественный состав, структура, текстура, ориктоценозы, неорганические включения, сингенетические новообразования) и характеру их изменений в интервалах, ограниченных межслоевыми поверхностями. Для каждого выделенного типа проведена реконструкция обстановки осадконакопления и особенностей ее эволюции. Повышение обоснованности генетических построений обеспечила петрохимическая методика Я.Э. Юдовича и М.П. Кетрис (Юдович, 2000). Полученные результаты в сочетании с анализом вертикальных последовательностей слоев (циклотем) и особенностей их латеральных изменений позволили создать седиментологические модели развития процессов осадконакопления на трансгрессивных и регрессивных фазах эволюции палеобассейна.
2. Проведена идентификация выделенных типов слоев по описаниям керна 50 скважин. На этой основе построены кривые колебания уровня моря, позволившие выявить трансгрессивно-регрессивные циклы осадконакопления и провести по ним детальную корреляцию всех анализируемых разрезов.
3. Составлена серия палеогеографических схем для узких интервалов геологического времени, соответствующих максимумам трансгрессий и регрессий седиментационных циклов, которые отражают эволюцию обстановок осадконакопления в районе оз. Ильмень во франском веке позднего девона.
4. Выполнен анализ строения парагенераций (трансгрессивно-регрессивных систем слоев) и их латеральных изменений, связанных с различиями условий седиментации в разных частях осадочного бассейна.
Научная новизна:
1. Построена кривая колебания уровня франского палеобассейна, и проведено ее сравнение с эвстатической кривой.
2. Создана серия палеогеографических схем для узких временных срезов, установлены границы ландшафтных зон и положение береговой линии в Приильменской части Главного девонского поля.
3. Выявлены закономерности строения парагенераций, сформировавшихся в течение восьми трансгрессивно-регрессивных циклов колебания уровня франского палеобассейна. Показаны закономерности латеральных изменений их состава и строения.
Защищаемые положения.
1. В течение франского века в Приильменской части Главного девонского поля колебания относительного уровня моря сформировали восемь трансгрессивно-регрессивных систем слоев – парагенераций, которые идентифицируются по всей рассматриваемой территории и обеспечивают детальное сопоставление частных разрезов. Наибольший корреляционный потенциал имеют трансгрессивные максимумы чудовского и бурегского циклов и регрессивные максимумы гауйского, дубниковского и снежского циклов, которые имеют эвстатическую природу.
2. Во франском веке территория Приильменья представляла собой периферическую часть морского бассейна с береговой линией, имевшей северо-восточное простирание. В гауйское, аматское, снетогорское, чудовско-дубниковское и порховское время существовали небольшие лагуны, баровое поле и глубоководье; в псковское, свинордско-ильменское и бурегско-снежское время – пляжи открытого побережья, системы подводных валов и глубоководье.
3. Франский ярус Приильменья образуют парагенерации двух структурно-вещественных типов. К первому относятся геологические тела, проксимальные части которых сложены на трансгрессивной фазе органогенно-обломочными известняками или песчаниками пляжей, на регрессивной – глинами, мергелями или доломитами изолированного мелководья и органогенно-обломочными известняками или песчаниками барового комплекса. Дистальные части сложены микритовыми известняками или глинами глубоководья. Состав и строение парагенераций второго типа характеризует латеральная последовательность песчаников или органогенно-обломочных известняков открытого мелководья, сменяющихся глинами или микритовыми известняками глубоководья.
Практическая значимость работы:
1. Методами циклостратиграфии уточнена корреляция подразделений франа субрегиональной стратиграфической схемы северо-запада Русской плиты (Решение…, 1990 г.). Латеральные части парагенераций соответствуют местным подразделениям в ранге толщ. Это обеспечивает возможность совершенствования легенд ГГК-200 и 1000 нового поколения.
2. Выявленные пространственно-временные закономерности локализации глин, песчаников и известняков могут быть использованы при оценке сырьевого потенциала территории.
3. Результаты исследования используются при проведении учебной геолого-съемочной практики студентов геологоразведочного факультета Санкт-Петербургского горного университета в Новгородской области.
Степень обоснованности и достоверность научных положений, выводов и рекомендаций, содержащихся в диссертации, определяется детальными литологическими и минералого-петрографическими наблюдениями, применением структурно-генетического анализа осадочных формаций, использованием новейших компьютерных технологий обработки первичного материала, а также подробным анализом результатов предыдущих исследований по тематике работы. Выводы, сделанные в работе, уточняют результаты предшествующих исследований и содержат новые оригинальные результаты.
Апробация работы. Основные положения работы докладывались на международных и всероссийских совещаниях и конференциях: 18-й научной конференции Института геологии Коми НЦ УрО РАН «Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента», (Сыктывкар, 2009 г); V международной научной конференции «Молодые – наукам о Земле», (Москва, 2010 г.); I Всероссийской научно-практической конференции «Геология в развивающемся мире» (Пермь, 2010 г.); Российском совещании с международным участием «Минеральные индикаторы литогенеза» (Сыктывкар, 2011 г), 6-м Всероссийском литологическом совещании «Концептуальные проблемы литологических исследований в России» (Казань, 2011 г.); 8-ой Балтийской стратиграфической конференции (Латвия, Рига, 2011 г.).
Публикации. По теме диссертации опубликовано восемь научных работ, в том числе две статьи в журналах, входящих в перечень изданий, рекомендованных ВАК Минобрнауки России.
Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, 7 глав, заключения, списка литературы из 107 наименований, 7 приложений. Работа изложена на 121 странице, содержит 6 таблиц, 72 рисунка.
Научно-методическая основа структурно-генетического анализа
Детальное изучение пород девона, включавшее комплексные литолого-стратиграфические, палеонтологические и палеоэкологические работы, было выполнено Девонской литологической партией под руководством Р.Ф. Геккера и Д.В.Обручева (1929-1931 гг.). Были детально изучены основные разрезы верхнедевонских пород и на основании богатого фаунистического и литологического материала разработана новая стратиграфическая схема, получившая общее признание. Авторы выделили оредежские, подснетогорские, снетогорские, псковские, чудовские, шелонские, свинордские, ильменские и бурегские слои. Р.Ф. Геккером, на основе разработанного им палеоэкологического метода, было осуществлено сопоставление стратиграфических подразделений восточной и западной частей ГДП (Геккер, 1941; 1953) и построен сводный литологический профиль, на котором отражено замещение в направлении с юго-запада на северо-восток карбонатных пород песчано-глинистыми. Р.Ф. Геккер показал синхронность трансгрессий на небольших промежутках времени. «Верхняя пестроцветная толща» песчаников и глин, залегающая на бурегских слоях, позднее была подразделена Н.М. Музыченко (Музыченко, 1953) на онежские, надснежские и смотинско-ловатские слои. В отличие от Р.Ф. Геккера (Геккер, 1941) Н.М. Музыченко предположила, что пестроцветная толща накапливалась не в континентальных, а в прибрежно-морских условиях.
Первая унифицированная схема стратиграфии девона северо-запада Русской плиты была принята в 1951г. В 1962 г. В.В. Меннер (Меннер, 1962) между бурегскими и онежскими слоями выделил альтовские, а Р.Ф. Геккер (Геккер, 1953; Обручев, 1953) подразделил шелонские слои на дубниковскпе и порховские. В 1965 г. Межведомственным стратиграфическим комитетом (МСК) была принята единая стратиграфическая схема девона северо-запада Русской плиты (Решения..., 1965), в 1990г. принята новая схема (Решение..., 1990). В 1987г. была утверждена «Сводная Легенда Ильменской серии листов Госгеолкарты-200». В ней впервые в качестве картируемых были выделены местные стратиграфические подразделения. В 1999 г. была утверждена новая легенда (издание второе), составленная Петербургской комплексной геологической экспедицией (редактор Кириков В.П) (Легенда, 1999).
По (Легенда, 1999) на территории Приильменской части ГДП, согласно принятому структурно-фациальному районированию, выделены Псковско-Демянская (ПД) и Маловишерская (MB) фациальные зоны. В обеих зонах нижний подъярус франского яруса представлен гауйеким и аматским горизонтами. В ПД фациальной зоне гауйскому горизонту отвечает по объему лютинская свита (мощность 45 м). Стратотипом аматского горизонта является ям-тесовская свита (мощность 30 м). В MB зоне стратиграфическим аналогом лютинской и ям-тесовской свит является важинская свита (мощность 40 м). Образования среднего подъяруса франского яруса подразделяются на саргаевский мощностью около 50 м (в составе снетогорской и староизборской свит) и семилукский мощностью около 60 м горизонты (в составе рдейской и бурегской свит на территории ПД зоны). В MB зоне верхам рдейской и полностью бурегской свите соответствует маловишерская свита. Верхний подъярус объединяет онежский (онежская свита, мощностью до 69 м), воронежский (приловатская свита, мощностью до 44 м), евлановский (смотинско-ловатская свита в ПД зоне и пярдомльская толща в MB) и ливенский (куньинская свита и воложбинская толща соответственно) горизонты. Нижний и верхний франекого яруса представлены в основном терригенными образованиями, средний - карбонатными и терригенно-карбонатными.
«В связи с тонкоритмичным строением и сложной фациальной изменчивостью корреляция девонских отложений представляет значительные трудности в пределах каждой структурно-фациальной зоны. Из-за этого песчано-глинистые отложения отдельных участков Главного девонского поля до сих пор остаются нерасчлененными» (Ахмедов..., 2004).
Образования нижнего (гауйский, аматский горизонты) и верхнего франа (онежский, воронежский, евлановский и ливенский горизонты), представленные косослоистыми песчаниками, алевролитами и глинами, характеризуются повышенной латеральной изменчивостью. Крайне редкие органические остатки (ихтиофауна и лингулы) здесь часто переотложены и приурочены к отдельным прослоям, поэтому выделение этих стратонов не всегда обосновано биостратиграфически. Породы среднего франа в достаточной степени охарактеризованы палеонтологически, но высокая фациальная изменчивость терригенно-карбонатной толщи сочетается с крайне неравномерным распределением фауны по латерали прослеживаемых стратонов. Кроме того, видовой состав фауны в существенной степени контролировался ландшафтной зональностью палеобассейна (экологический фактор). Основные комплексы органических остатков представлены беспозвоночными (брахиоподы, остракоды, гастроподы, двустворчатые моллюски и конодонты) (см. приложение 1). «Фаунистическая характеристика большинства разрезов буровых екважин недостаточна Поэтому биостратиграфическое расчленение разрезов в значительной степени условно и при отсутствии органических остатков приходится руководствоваться литологическими признаками - цикличностью строения разрезов, изменением асеоциации тяжелых аллотигенных минералов, глинистых минералов и другими особенностями. Эти признаки также не всегда гарантируют однозначное расчленение разрезов, однако допущенные при этом неточности не оказывают существенного влияния на палеогеографические выводы и заключения о закономерностях размещения полезных ископаемых» (Куршс, 1975, с. 9).
Таким образом, в настоящее время выделение региональных стратонов внутри образований нижнего и верхнего франа на основе биостратиграфического метода весьма проблематично, что связано с редкостью находок органических остатков, пригодных для датировки и региональной корреляции этих интервалов разреза.
Литолого-палеогеографические и фациальные исследования девона Русской плиты начали широко осуществляться в 50-70-е годы: был издан атлас литолого-фациальных карт под редакцией А.П. Виноградова, (Атлас..., 1952). Большой вклад в изучение ГДП внесли обобщающие литолого-палеогеографические, литолого-фациальные и геохимические исследования разных лет Л.Б. Рухина (Рухин, 1948; 1953), Д.В. Обручева (Обручев, 1940), Л.С. Петрова (Петров, 1956), М.А. Ратеева и СВ. Тихомирова (Ратеев, 1961); А.Б.Ронова и А.М. Мигдисова (Ронов..., 1996), Э.Ю. Саммета (Саммет, 1978), С.В.Тихомирова (Тихомиров, 1995), В.С.Сорокина (Сорокин, 1978), В.М. Куршса (Куршс, 1975; 1992), Г.Д. Родионовой и В.Т. Умновой (Родионова..., 1997) В.Р.Вербицкого и А.В.Журавлева (Вербицкий..., 1999), А.В.Журавлева (Zhuravlev, 2006), СЮ. Енгалычева и Е.Г. Пановой (Енгалычев, 2008), А.М. Ахмедова и Е.Г. Пановой (Ахмедов..., 2004), Е.Г. Пановой, А.П. Казака (Панова..., 2004) и др.
В упомянутых выше публикациях представлены обобщенные реконструкции обстановок осадконакопления, охарактеризованы основные черты их эволюции и приведены мелкомасштабные палеогеографические карты и схемы, составленные для широких временных интервалов, или приведены особенности геохимической специализации палеобассейна.
Так, литолого-фациальные карты Л.С. Петрова (Петров, 1956), выполненные в масштабе 1:10 000 000, отражают смену обстановок осадконакопления на северо-западе Русской плиты в начале, середине и конце франского века. На них показаны «мелководные» и «морские нерасчлененные» обстановки осадконакопления. Для тех же стратиграфических уровней составлены литолого-фациальные карты масштаба 1:3 000 000, представленные в атласе Русской плиты под редакцией А.П.Виноградова (Атлас..., 1952). На северо-западе региона показаны «морские» и «чередующиеся морские и континентальные» условия осадконакопления.
Алгоритм исследования
Методика обработки анализов по литохимическому стандарту ЮК (по начальным буквам фамилий авторов Я.Э. Юдович, М.П. Кетрис) (Юдович..., 0000). При наличии достаточно полной литологической информации химическая классификация дает возможность получить дополнительные знания о горной породе. Исследование пород на основе петрохимических модулей (отношений петрогенных оксидов) позволяет точнее осуществить их классифиаацию, восстановить петрогенетический характер источников сноса, реконструировать физико-химические и геодинамические особенности обстановок осадконакопления. Модули вычислялись в нашем случае на основе химических анализов из фондовых отчетов.
Литохимический стандарт ЮК подразумевает осуществление следующих действий:
1. Вычисление петрохимических модулей и аттестация пород согласно химической классификации. Вся выборка была поделена на две подвыборки «терригенные и глинистые породы» и «карбонатные породы», что позволило использовать различные модули и диаграммы для их характеристики.
2. Построение модульных диаграмм. Из построенных графиков-заготовок выбраны три с видимыми закономерностями в расположении точек (трендами) и группами (кластерами), т.е. использованы модули, имеющие наибольшую дисперсию.
3. Выделение кластеров. Кластеры представляют собой скопления точек на графиках. Попадание точки в кластер или в зону вне кластера зависит от структурно-вещественных особенностей породы. Как правило, кластеры объединяют породы, схожие по химическому составу и литологическим свойствам, а вне кластеров остаются пробы, имеющие специфический набор свойств. Кластеры, выделенные на графике, проверяются в таблице, при этом также выявляются пробы, обладающие аномальными значениями и неучтенные модульной диаграммой.
4. Геологическая интерпретация полученных средних составов (кластеров) и индивидуальных составов («вне кластеров»).
Для обработки анализов использованы следующие петрохимические модули: Гидролизатный модуль ГМ используется для количественной оценки гипергенных процессов - выщелачивания и гидролиза (1). Чем выше величина модуля. тем более глубокому выветриванию подверглись породы, а чем меньше значение модуля, тем выше зрелость осадочной терригенной породы. (1) rM=(Al203+Ti02+Fe203+FeO+MnO)/Si02 Железный модуль ЖМ - часто используется вместе с ГМ, что позволяет получать более подробную информацию о пелитовых продуктах гидролиза по соотношению глиноземистых и железистых компонентов (2). (2) ЖМ=(Ге20з+Ге0+МпО)/ТЮ2+А120з Фемический модуль ФМ - применим для разделения граувакк, не может использоваться для исследования пород, содержащих доломит (3). (3) ФM=(Fe20з+Fe0+Mn0+Mg0)/Si02
Отношение аутигенного Fe20з к FeO может использоваться как индикатор климата. В условиях равномерно-влажного климата образуются латеритные покровы, в условиях переменно-влажного климата в результате обширного развития процессов эрозии на поверхности латеритных бокситов образуется инфильтрационный горизонт (кираса). В областях переменно-влажного климата (так же как и аридного) в окислительных условиях преобладает трехвалентное железо, а в районах равномерно-влажного климата (восстановительные условия) - двухвалентное. Осадки, обогащенные Fe203, обладают красной окраской, а FeO - зеленовато-серой. В зависимости от окислительно-восстановительного потенциала среды железистые минералы дифференцируются и образуют последовательно сменяющиеся от берега к центру бассейна зоны: гидроокислы и оскислы железа - глауконит и окисные железистые хлориды - закисно-окисные железистые хлориты - сидериты - закисные железистые хлориты, пирит и марказит (Теодорович, 1964).
Для карбонатных пород ГМ, ЖМ и ФМ не имеют столь ясного смысла, как для пород силикатных или оксидных, потому что значительная доля Fe, Mg и практически весь Мп находятся в них в карбонатной форме. Поэтому предпочтительнее вместо ГМ использовать AM - алюмокремниевый модуль (4), поскольку глинозем и кремнезем являются некарбонатными компонентами. Например, известно, что при выветривании происходит вынос Si02 и Na20 и накопление А1203; поэтому величина модулей Al20з/8i02 и Al203/Na20 по мере выветривания должна расти, и, следовательно, значения этих модулей могут служить мерой «химической зрелости» осадка.
Структурно-генетические типы слоев
Выполнив типизацию слоев фраиского яруса и реконструировав процессы их формирования, мы получили возможность выявлять трансгрессивно-регрессивные последовательности слоев (циклотемы) в разрезах, составленных по обнажениям или керну скважин. Каждая такая последовательность представляет собой вариацию идеальной циклотемы, т.е. полной поеледовательности слоев (Шишлов, 2010). Для каждой идеальной циклотемы разработана модель эволюции седимеитационной системы, которая описывает особенности процессов поступления, сортировки и накопление вещества в течение одного трансгрессивно-регрессивного цикла колебания уровня моря. В результате установлено, что во франском палеобассейне функционировали седиментационные системы глубоководья, открытого и изолируемого мелководья. Причем вариации климатических условий обусловливали разнообразие циклотем. Считается, что на территории Приилъменской части ГДП в среднефранское время осадкойакопление протекало в пределах тропической зоны в условиях семиаридиого и семигумидного типов климата (Енгалычев, 2008). Широко распространены такие показатели тропического климата, как органогенные известняки, доломиты, карбонатные железистые красноцветы. Поскольку растительность того времени была тесно связана с водной средой и мало зависела от атмосферного увлажнения, углистые отложения нередко встречаются среди лагунных доломитово-известковых осадков (Синицын, 1967). Изучение закономерностей распределения кальция и магния в раковинах брахиопод (Сокиран, 2009) показало, что в раннем и среднем фране на территории ГДП температуры водной среды колебались в пределах 17-23 С.
Анализ вертикальных последовательностей слоев позволил создать седиментологические модели развития процессов осадконакопления на трансгрессивных и регрессивных фазах эволюции палеобассейна. В разрезах фраиского яруса установлено несколько десятков циклотем мощностью 10-40 м. По особенностям строения они разделены на 7 групп, каждую из которых описывает идеальная циклотема.
Терригешше цинлотемы изолируемого мелководья. Особенности этих циклотем отражает идеальная последовательность И1, представленная на рис. 4.44. Формирование идеальной циклотемы такого тина подробно описано в монографии (Шишлов, 2010).
Во время господства гумидного климата в прибрежном мелководье и лагунах соленость моря в отличие от аридной области оставалась нормальной (или пониженной). На существование гумидных условий указывает развитие хорошо отсортированных олигомиктовых терригенных осадков (кварцевых песчаников), наличие глинистых прослоев и отсутствие эвапоритов. «Обилие влаги в гумидном климате увеличивает гидратацию и выщелачивание и благоприятствует развитию растительного покрова. Поэтому в почве и грунтовых водах увеличивается количество гуминовых кислот и углекислого газа, и они становятся агрессивными. Кислая среда способствует глипообразованию и накоплению восстановительных соединений» (Ясаманов, 1985, с.ЗЗ). Поэтому осадки содержат двухвалентное железо и обладают зеленовато-серой окраской.
В начале трансгрессии перемещающиеся в сторону берега песчаные наносы накапливались в прибрежной зоне (слой tYC-11), формируя пляж открытого приглубого побережья или фронт островного бара (Шишлов, 2010). Развитие регрессии привело к формированию в относительно глубоководных обстановках между базами штормовых и нормальных волнений глинистых отложений tXA. Вследствие дальнейшего снижения уровня моря в условиях изменчивой волновой гидродинамики накапливались «лоскутные пески» tYB-I. В прибрежной зоне формировался бар tYC-IV. Снижение уровня моря приводило к смещению бара в сторону моря, а увеличение сноса обломочного материала с суши способствовало формированию песчаного пляжа tZC-I. Пляж постепенно через внутреннюю малоподвижную область лагуны, в которой накапливались глинистые отложения tZA-II, переходил в подвижную ее часть, где формировались чередующиеся слойки глин, песков и алевритов tZB-lI.
На трансгрессивном этапе развития палеобассейна в волноприбойной зоне формировались органогенно-обломочные интракластовые отложения (тины cYC-IV, cYC-V), которые по мере нарастания трансгрессии сменялись карбонатно-глинистыми илами относительного глубоководья (тип сХА-1).
На стадии регрессии сухой тропический климат с дефицитом влаги и образование бара (тип cYC-IV) способствовали нарушению водообмена лагуны с морским бассейном. Воды характеризовались повышенной соленостью и высокими содержаниями карбонатов кальция и магния, что привело к образованию доломитов и доломитизированиых известняков и мергелей (типы cZA, ctZB). Осадконакопление происходило в нейтральной или щелочной среде вследствие отсутствия нейтрализующих органических веществ и наличия большого количества освобожденных щелочных и щелочноземельных элементов (Ясаманов, 1985). Присутствие трехвалентного железа придавало осадкам красноватую окраску.
Карбонатно-терригенные циклотемы изолируемого мелководья. Особенности состава и строения этих циклотем отражает идеальная последовательность ИЗ, представленная на рис. 4.46. На трансгрессивном этапе функционирования седиментационной системы осадконакопление протекало в условиях подвижного мелководья и глубоководья и его особенности описаны выше.
На регрессивном этапе высокая среднегодовая температура, влажность, повышенные содержания в воде углекислого газа и органических кислот способствовали интенсивному выветриванию как на суше, так и в бассейне оеадконакопления. Благодаря разрушению неустойчивых минералов формировались олигомиктовые пески бара (тип tYC-IV), которые пространственно ассоциировали с гидрослюдистыми и монтмориллонитовыми глинами лагуны (тип tZA-I). Снижение уровня моря приводило к смещению бара в сторону моря, а увеличение сноса обломочного материала с суши способствовало формированию песчаного пляжа tZC. В подвижной области лагуны накапливались чередующиеся слойки глин, песков и алевритов tZB-I. Когда выветривание достигало наивысшей стадии, в прибрежной полосе шло накопление окислов железа (гематит). Причем, в окислительных условиях преобладато трехватентное железо, за счет чего осадки приобретали красную окраску.
Подъем уровня моря в мелководном морском бассейне нормальной солености привел к повышению биопродуктивности и уменьшению сноса обломочного материала с континента. На мелководье в волноприбойной зоне накапливались органогенно-обломочные отложения (слои cYC-IV, cYC-У). Под действием волнений происходил постоянный перемыв органогенного материала и донных осадков. Па удалении от берега возникла система вдольбереговых подводных детритовых валов cYC-II. Депрессии между ними заполнял пелитовый и органогенно-обломочный материал, мобилизуемый из зоны прибоя (тип ctYB-II).
Дальнейший подъем уровня моря способствовал карбонатонакоплению в обстановках ниже базы нормальных волнений (тип сХА-1). Периодически случавшиеся штормы приводили к формированию темиеститовых прослоев (сХС-11). В тихую погоду происходило осаждение микритовой взвеси, а слабые подводные течения формировали пологоволнистый рельеф дна, которое заселял морской бентос, и перерабатывали илоеды.
Карбоиатно-терригенные циклотемы открытого мелководья ОЗ (рис. 4.48). Осадконаконление на трансгрессивной фазе описано выше (см. описание циклотемы 02). Отличие заключается в присутствии слоя сХА-П, который образовался на максимуме трансгрессии. Карбонатные илы слоя сХА-П накапливались в существенно удаленной от берега глубоководной и низкодинамичной зоне эпиконтинентального бассейна. Здесь эпизоды медленного осаждения микритовой взвеси, сменялись перерывами в осадконакоплении, в течение которых осадок изменяли процессы подводного выветривания, формирующие бугристые межслойковые поверхности. За счет увеличения глубины и расстояния до берега скорость седиментации падала и в осадке увеличивалась доля фаунистических остатков. Вероятно, на максимуме трансгрессии седиментация совсем прекратилась, и образовался перерыв ненакопления.
Геохимические индикаторы условий и обстановок осадконакопления
Обобщение материалов геологической съемки масштаба 1:200 000 листов 0-36-VII, VIII, IX, XIII, XIV, XV, XIX, XX, XXI на основании структурно-генетического анализа позволило составить два сводных литолого-генетических разреза ПД и MB зон, отражающие особенности состава и строения пород франского яруса, их мощность, структурно-текстурные особенности, находки фауны. На основе кривой колебания уровня моря, составленной по выявленным циклам, показана эволюция обстановок осадконакопления в периферической части франского палеобассейна. Оба разреза описываются одной кривой колебания уровня моря, поскольку отложения накапливались в одном и том же палеобассейне.
Первый разрез суммарной мощностью около 100 м, объединяет образования ПД фациальной зоны (приложение 2). В нем представлены гауйский (лютинская свита мощностью 45 м), аматский (ям-тесовская свита мощностью 30 м), саргаевский (снетогорская и староизборская свиты), семилукский (рдейская, бурегская свиты), снежский, воронежский, евлановский и ливенский горизонты. Второй сводный разрез имеет общую мощность 100 м и представлен образованиями MB зоны: гауйский и аматский горизонты (важинская свита мощностью 40 м), саргаевский (снетогорская и староизборская свиты), семилукский (рдейская, маловишерская свиты), снежский, воронежский, евлановский и ливенский горизонты (приложение 3).
По трансгрессивным и регрессивным изохронным уровням выполнена корреляция разрезов (приложение 4) и построены три структурно-генетических профиля (приложения 5,6,7), отражающие основные закономерности латеральных изменений парагенераций франского яруса на территории листов 0-36-VII, VIII, IX, XIII, XIV, XV, XIX, XX, XXI.
Установлено, что в эпиконтинентальном бассейне функционировали седиментационные системы глубоководья, открытого и изолируемого мелководья. Тансгрессивно-регрессивный цикл развития каждой седиментационной системы приводил к формированию особой литомы, мощность которой не превышает первых десятков метров, а протяженность может достигать десятков километров. Структурно-генетические профили (приложения 5,6,7), составленные по результатам седиментологических реконструкций и учитывающие реально наблюдаемые вариации строения циклотем, отражают латеральные изменения литом вкрест береговой линии. Анализ сочетаний седиментационных систем в бассейне осадконакопления позволил разработать модель латеральных рядов литом - парагенераций. Установлено два типа и шесть подтипов парагенераций.
Породы среднего девона перекрываются желтыми песчаниками гауйского горизонта (лютинская свита), а при ее выклинивании - серыми песчаниками аматского горизонта (ям-тесовская свита). В MB зоне им соответствует важинская свита (Легенда, 1999).
Первая трансгрессивно-регрессивная парагенерация включает лютинскую свиту. На северо-западе территории отложения отсутствуют, на юге и юго-востоке (приложение 5) парагенерация представлена литомой изолируемого мелководья И1. Находки остатков фауны морских беспозвоночных и фосфоритовых конкреций, а также обнаружение крупных эрозионно-оползневых врезов в отложениях, ранее считавшихся типично континентальными, позволили сделать вывод об их прибрежно-морской природе (Куршс, 1968). Органические остатки представлены ихтиофауной; алевролиты и глины содержат остатки филлопод и лингул, растительные остатки. От подстилающих среднедевонских отложений свита отличается повышенной зрелостью минеральной ассоциации (Куршс, 1968). В ней много устойчивых к химическому выветриванию минералов - кварца, циркона, турмалина и ставролита. Трансгрессивная часть парагенерации, вероятно, полностью размыта. Внизу регрессивной части залегают пестроокрашенные желтовато-серые песчаники с косой слойчатостью, с галькой кварца, глиняными интракластами, фосфатными конкрециями, фрагментами ихтиофауны в основании. Выше песчаники мелко-тонкозернистые. Эти образования представляют собой отложения бара tYC-IV. На финальной фазе формирования аккумулятивной формы сила придонных вод снижалась (верхняя часть слоя tYC-IV).
Вторая трансгрессивно-регрессивная парагенерация соответствует ям-тесовской свите, представлена на северо-западе литомой изолируемого мелководья И1 (приложение 5). Из-за отсутствия данных по южной части территории, можно только предположить, что здесь функционировала седиментационная система глубоководья П. Седиментологические построения позволяют предположить, что в ям-тесовское время здесь располагалась заиливающаяся лагуна, отчлененная от открытого бассейна баровым комплексом, имевшим, вероятно, северо-восточное простирание. Серая и белая окраска песчаников ям-тесовской свиты, вероятно, маркируют трансгрессивный этап эволюции палеобассейна, в течение которого сток с континента ослабевал, и песчаники накапливались за счет вдольбереговой транспортировки материала, в результате которой удалялея красный пелитовый пигмент (tYC-II). На регрессивном этапе осаждался материал слоя tYC-IV и формировался баровый комплекс. По мере снижения динамики придонных вод накапливавшийся материал становился более тонкозернистым tZB-II, tZA-II. Серый и темно-серый цвет глин и алевролитов обуеловлен приеутствием органического вещества, поступавшего с континента.
Достоверных сведений, подтверждающих аллювиальный и озерно-дельтовый генезис отложений, предполагавшийся Э.Ю. Самметом, нами не обнаружено. «Пески аллювиального генезиса имеют типичную аэроморфную красно-бурую и розовато-коричневую окраску, которая в верхней (дельтовой) части разреза етановится сперва оранжевой и желтой, а затем - в осадках прибрежно-морского характера - еветло-серой и белой» (Саммет, 1988, с. 40). К сожалению, Э.Ю. Саммет, делая выводы по окраске отложений, не приводит описание последовательностей елоев, типичных для дельт.
Туетья транегрессивно-регрессивная парагенерация соответствует снетогорским слоям, представлена литомой изолируемого мелководья ИЗ (приложение 5). На северо-западе территории (листы 0-3 6-VII, VIII) мощность снетогорских слоев колеблется от 4 до 9,5 м. Они литологически четко отличаются от постилающих отложений и предетавлены прибрежно-морскими микро- и тонкокристаллическими, в нижней части обычно песчанистыми серыми с фиолетово-бурыми пятнами доломитами и доломитизированными известняками с остатками раковин брахиопод (слои типа cYC-IV) или зеленовато-серыми, белыми, розовыми мелко-тонкозернистыми, реже среднезернистыми кварцевыми песчаникам (слои типа tYC-IV). Вероятно, эти образования предетавляли еобой систему отмелей северо-восточного простирания, в понижениях между которыми накапливались пелитовые карбонатные или глиниетые илы. К юго-востоку (лист 0-36-XXI) обстановки мелководья сменяются обстановками относительного глубоководья, в которых накапливалиеь карбонатные илы и обитала многочисленная фауна - брахиоподы, двуетворчатые моллюски, криноидеи. Здесь залегают доломиты буровато-еерые крепкие монолитные толстоплитчатые и известняки серые сильно- и неравномерно доломитизированные, крепкие масеивные глинистые, их мощноеть составляет 12,7 м (тип сХА-1). Регрессивная часть разреза предетавлена доломитами с прослоями зеленовато- и буровато-серых карбонатных глин и мергелей (слои типа ctZB) и глинами известковистыми, алевритистыми, темно-зеленовато-серыми, красновато-коричневыми и темно-фиолетовыми с тонкими присыпками алевритов (слои типа tZA). Фаунистические остатки представлены лингулами и остракодами.
