CC BY
133
УДК 551.3 (571.15)
ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ - ИНДИКАТОРЫ ПАЛЕОГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ОБСТАНОВОК (НА ПРИМЕРЕ ГОРНОАЛТАЙСКОГО СЕГМЕНТА РИФЕЙ-ПАЛЕОЗОЙСКОГО ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА)
В.Н. Коржнев
Бийский педагогический государственный университет им. В.М. Шукшина E-mail: nirs@bigpi.biysk.ru
Проведен сравнительный анализ выявленных рифей-палеозойских геодинамических рядов вулканогенно-осадочных формаций Горного Алтая с геодинамическими рядами современных океанов и теоретическими моделями. Определены осадочные формации, которые могут быть индикаторами геодинамических обстановок.
В пределах Горноалтайского сегмента рифей-палеозойского Палеоазиатского океана установлена следующая последовательность смены геодинамических обстановок: океанический хребет ^ океаническое поднятие ^ островодужная система, состоящая из задугового бассейна, островной дуги, преддугового прогиба с глубоководным желобом ^ пассивная окраина континента ^ рифтогенная окраина континента [1-3]. Каждая геодинамическая обстановка характеризуется определенным набором вертикальных и латеральных рядов вулка-ногенно-осадочных формаций.
Срединно-океанические рифтовые формацион-ные ряды современных океанов представлены ба-зальтоидными и ультрабазитовыми формациями [4], с которыми сопоставима с позднерифейская офиолитовая формациия Горного Алтая [5, 6]. Из осадочных формаций в поднятиях, по оси средин-но-океанических хребтов в полосе до 300 км встречаются редкими пятнами покровы непереотложен-ных оозовых карбонатных формаций. В тех местах, где океанические хребты поднимаются выше уровня моря, на океанических островах могут образовываться наземноперерывные формации с красноземной почвой, молассоидные угленосные, а у берегов островов - шлировые и туфошлировые, мелководные карбонатные слоистые и рифогенные, а также карбонатно-глинисто-кремнистые формации [4].
Рифей-вендский формационный ряд океанического поднятия на территории Горного Алтая сопоставим с формационной последовательностью, наблюдаемой на Бермудском поднятии [4], табл. 1.
Таблица 1. Формационный ряд океанического этапа развития Горного Алтая
Формации (Ф), надформации (Нф) Бийско-Катунско-Кадрин-ско-Баратальскогоокеанического поднятия
Офиолитовая Ф. срединно-океанических хребтов и океанических островов (R3)
Карбонатная Нф. (R3-V1) ^ Кремнисто-карбонатная Ф. (R3-V) 1
^ Доломитовая Ф. (V1)
Отличия позднерифейско-вендской карбонатной надформации от современной пелагической карбонатной формации заключаются в ином со-
ставе органических остатков, что обусловлено различными временными интервалами, отражающими различные этапы развития органического мира на Земле [7]. Сходная геоморфологическая позиция, закономерное повторение в древних и современных формационных рядов, относительно мелководные условия формирования позволяют рассматривать позднерифейско-вендские кремнисто-карбонатную и доломитовую формации в качестве диагностических для геодинамической обстановки океанических поднятий.
В основании формационного ряда островодуж-ного этапа геологического развития Горного Алтая залегает базальт-кремнисто-глинисто-карбонатная формация (табл. 2), которая непосредственно перекрывает породы карбонатной надформации. Обстановка формирования базальт-кремнисто-глинисто-карбонатной формации по петрохимической характеристике входящих в ее состав базальтов реконструируется как свойственная глубоководным впадинам задугового бассейна с трещинными излияниями лав ранних стадий спрединга [8]. В пользу энсиматического характера островодужной системы свидетельствует ассоциация с габбро-плагиограни-товой формацией (саракокшинский комплекс).
Перед «ранними» островными дугами, которые были подводными или слабо возвышались над уровнем моря, сформировались в основном аккреционные клинья с пластинами серпентинитового меланжа, турбидитами и олистостромами. Наиболее интенсивно субдукционные процессы проявились в заключительную стадию развития острово-дужной системы, что подтверждается широким распространением меланжево-олистостромовых ассоциаций [1].
Сравнение теоретического формационного ряда [9] с островодужными рядами Горноалтайского сегмента Палеоазиатского океана выявляет сходство в последовательной смене формаций.
Перидотитоидные интрузии, сопоставимые с ос-троводужной офиолитовой формацией, наряду с вулканогенными формациями и их комагматами, также как и удаленные и прибрежные силицитовые формации весьма характерны для островных дуг. В качестве аналогов удаленных силицитовых формаций можно рассматривать сероцветную кремнисто-
Таблица 2. Формационные ряды островодужного этапа развития Горноалтайского сегмента рифей-палеозойского Палеоазиатского океана (снизу вверх)
Стадии развития островодужной системы Уйменско-Лебедской задуговый бассейн Центральная часть Бийско-Катунско-Кад-ринско-Баратальской островной дуги Ануйско-Чуйский преддуговый бассейн
Удаленные от островной дуги части бассейна Склоны островной дуги Склоны островной дуги Глубоководный желоб и окраинная океаническая котловина
Ранняя Базальт-кремнисто-глинисто-карбонатная Ф.(^-е,) - - - -
- - Островодужная офи-олитовая Ф. (£1) - ^ Сероцветная кремнисто-глинистая Пф. (£/) ^
Средняя Флишоидная граувак-ковая Сф. (£1) ^ Карбонатно-вул-канокластическая (из-вестково-граувакко-вая) Сф. (£1) ^ Ф. толеитовых базальтов и трахиба-зальтов (£1) Рифовая Ф. (£1) ^ Граувакко-сланце-вая сф. (£1) Рифовая Сф. (£1) ^ Пестроцветная кремнисто-глинистая Пф. (£1)
Поздняя - - Терригенно-вулкано-генная базалтьт-тра-хибазальтовая Ф (£2) - ^ Аспидная Ф. (£1-2)
Заключительная Грубая флишевая Сф. (£2-3) ^ Шлировая терриген-ная Сф. (£3-О{0 1 - ^ Вулканогенно-тер-ригенная (олистос-тромо-вулканокла-стическая) дацит-ан-дезит-лейкобазальто-вая Сф. (£2-0^) ^ Зелено-фиолето-вая-граувакко-слан-цевая флишоидная Сф (£2-0^) ^ Терригенная флишевая Ф. (£2-3) ^ Пелагическая вул-каногенно-кремни-сто-терригенная Ф. (£з-0{0
глинистую и пестроцветную кремнисто-глинистую подформации островодужного ряда Горного Алтая. Для формационного ряда Сахалинской островной дуги характерна перемежаемость вулканогенных формаций с молассовыми, шлировыми и флишоид-ными формациями [4]. Шлировые и флишоидные формации являются характерными и для задугового Уйменско-Лебедского бассейна Горного Алтая.
Характерным для обстановки энсиматической островной дуги является ассоциация с глубоководными океаническими осадками. Эти осадки могли формироваться в условиях глубоководного желоба, являющегося характерным элементов островодуж-ных систем. Для формационных рядов желобов характерно невыдержанное, линзообразное залегание формаций в поперечном разрезе, чередование базальтовых и силицитовых формаций, глубоководные турбидитные флишоидные формации, включая грубообломочные (дикий флиш?), олистостромы, реже непереотложенные оозовые карбонатные (впадина Блейк-Багама) и переотложенные карбо-натно-турбидитные (Пуэрториканский желоб) [10,4]. Для глубоководных желобов (в заключительную стадию субдукции) разработан теоретический индикационный ряд осадочных формаций1 [11] (снизу вверх): аспидная формация (тонкоритмич-
ные дистальные турбидиты) ^ флиш (дистальные и проксимальные турбидиты) ^ «морская моласса»2 (проксимальные турбидиты и флюксотурбидиты).
Сравнение формационных рядов современных глубоководных желобов и теоретических модельных рядов выявляет сходство с формационным рядом Горноалтайского сегмента Палеоазиатского океана в пределах преддугового Ануйско-Чуйского бассейна (табл. 2). На основании этого для палеозойских геодинамических обстановок глубоководных желобов в качестве диагностических можно рассматривать пелагическую вулка-ногенно-кремнисто-терригенную формацию, кремнисто-глинистую формацию с сероцветной и пестроцвет-ной подформацией (аналоги современных базальтовых и силицитовых формаций), флишевую и аспидную формации, особенно в тех случаях, если они входят в состав единых вертикальных формационных рядов.
Обстановка пассивной окраины Сибирского континента выделена в Южной Сибири на основании отсутствия вулканизма в ордовикско-силурийское время (исключая тремадок) [1]. Крупные горизонтальные смещения блоков континентальной окраины способствовали прекращению на длительный период нормального функционирования зон субдукции. Такая трактовка геодинамической обстановки подтверждается палеомагнитными реконструкцими [12].
1 Здесь и далее в скобках - формации, характерные для аридных климатических условий.
2 По принимаемой нами классификации "морскую молассу" следует относить к шлировой формации.
Для пассивных окраин континентов разработан теоретический формационный ряд [4]. От наблюдаемого в Горном Алтае формационного ряда (табл. 3) выявляются отличия, выдерживается лишь терригенный характер осадков.
Таблица 3. Формационный ряд этапа пассивной континентальной окраины в пределах Горноалтайского сегмента рифей-палеозойского Палеоазиатского континента
Уйменско-Лебедская зона шельфа и верхних частей континентального склона Ануйско-Чуйская и Чарышско-Инская зона нижних частей континентального склона и континентальных подножий
Пестроцветная(песчано-але-вролитовая) флишоидная сф. (Оц) 1 Терригенная шлировая сф. (О2) Терригенно-карбонатная шлировая сф. (О2) ^ Черносланцевая терригенная (верхняя аспидная ) пф.(О2) 1 ^ Сероцветная карбонатно-тер-ригенная субфлишевая пф. (О2-3)
В пределах современных бассейнов форма-ционные ряды пассивных окраин континентов неплохо изучены в пределах западной окраины Африки (Кванза-Камерунский бассейн) и восточной окраины Канады, в районе бассейна Большой Ньюфаунлендской банки [13]. По наблюдениям И.О. Мардмаа [10] и др. для пассивных континентальных восточных окраин Северной Америки характерны мелководные терригенная и карбонатная формации. Для современных шельфово-склоно-вых бассейнов пассивных окраин не удается теоретически обосновать единственный индикационный ряд осадочных формаций, но в обобщенном виде вертикальный ряд выглядит в следующем виде (снизу вверх): полифациальная пестроцветная формация субконтинентального происхождения ^ аргиллитовая (нередко битуминозная) ^ эвапо-риты ^ серия морских терригенно-карбонатных формаций [11]. Сравнение формационных рядов современных пассивных окраин континентов с ордовикским формационным рядом Горноалтайского сегмента Палеоазиатского океана позволяет рассматривать в качестве диагностических для палеозойских пассивных окраин терригенные и терри-генно-карбонатные шлировые формации в ассоциации с пестроцветными (песчано-алевритовыми) флишоидными формациями, сменяющимися у подножий континентального склона черносланце-вой терригенной формацией и субфлишевой серо-цветной карбонатно-терригенной формацией.
Силурийско-девонский рифтогенный струк-турно-формационный комплекс вулканогенно-ос-адочных отложений представлен молассоидными и шлировыми формациями озерно-аллювиального и лагунного генезиса. Вулканогенные толщи занимают подчиненное положение и наиболее широко проявлены в эмсе и раннем живете. По девонским
вулканогенным подформациям: андезит-базальтовой, базальт-дацит-риолитовой и риолит-андезит-дацитовой, имеющим щелочной уклон и характеризующимся присутствием бимодальных ассоциаций (трахибазальт-трахириолитовых, базальт-риолитовых) по петрохимическим показателям диагностируется обстановка рифтогенной окраины континента.
И.А. Вылцаном [9] разработан типовой ряд рифтогенных внутриплитных обстановок на коре континентального типа (снизу вверх): молассовая красноцветная (озерно-аллювиально-пролювиаль-ная) формация с андезито-базальтовой субформацией ^ известково-терригенная формация с субформацией черных сланцев и андезито-дацитов ^ дацит-риолитовая формация (эксплозивный индекс свыше 50 %) ^ молассовая терригенная формация с субформацией пластовых базальтов. Отражая общие тенденции развития рифта, этот форма-ционный ряд только в деталях отличается от наблюдаемого в Горном Алтае. Определенное сходство выявляется и с теоретическим индикационным рядом осадочных формаций зрелых континентальных рифтов, разработанными Г.А. Беле-ницкой [11]. В наземных рифтовых грабенах откладываются типичные для рифтогенеза молассовые и подчиненные базальтоидные, щелочно-базальто-идные и щелочно-пикритоидные формации. В прибрежных рифтогенных районах в основании моласс добавляются шлировые, а в предконтинен-тальных - и другие типы формаций [4].
Сравнение формационных рядов современных континентальных рифтов, теоретических модельных рядов с формационными рядами силурийско-девонского рифтогенного этапа развития территории Горного Алтая позволяет утверждать, что из осадочных формаций характерной для континентальных рифтов является красноцветная молассоидная формация, установленная как в основании рифто-генного комплекса, так и в его верхней части. Ран-недевонская красноцветная молассоидная формация верх по разрезу и по простиранию сменяется пестроцветной молассоидной формацией конгло-мерато-песчаников, известково-щелочных андези-то-базальтов и лагунно-морской карбонатно-тер-ригенной субаркозовой шлировой субформациями.
На основании проведенного сравнительного анализа формационных рядов современных океанов и континентов с рифей-палеозойскими рядами Горно-Алтайского сегмента Палеоазиатского океана наметился ряд осадочных формаций, которые могут использоваться как характерные признаки палеогеодинамических обстановок.
Установленные диагностические сочетания осадочных формаций могут служить основой для восстановления этапов формирования рифей-палеозой-ских складчатых поясов с позиций тектоники плит.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Берзин Н.А. Тектоника Южной Сибири и горизонтальные движения континентальной коры. Автореф. дис. на соиск. ... уч. степ. д.г.-м.н. - Новосибирск, 1995. - 51 с.
2. Коржнев В.Н. Геодинамический ряд вулканогенно-осадочных формаций Горного Алтая // Формационный анализ в геологических исследованиях. - Томск: Изд-во ТГУ, 2002. - С. 61-64.
3. Парначев В.П., Вылцан И.А., Макаренко Н.А. и др. Девонские рифтогенные формации юга Сибири. - Томск: Изд-во ТГУ, 1996. - 239 с.
4. Попов В.И., Запрометов В.Ю. Генетическое учение о геологических формациях. - М.: Недра, 1985. - 457 с.
5. Гусев Н.И. Реконструкция геодинамических режимов докем-брийского и кембрийского вулканизма в юго-восточной части Горного Алтая // Палеогеодинамика и формирование продуктивных зон южной Сибири. - Новосибирск: ОИГГМ СО АН СССР, 1991. - С. 32-55.
6. Добрецов Н.Л., Симонов В.А., Буслов М.М. и др. Океанические и островодужные офиолиты Горного Алтая // Геология и геофизика. - 1992. - № 12. - С. 3-14.
7. Коржнев В.Н. Эволюция рифей-палеозойских ландшафтов Земли на примере Горного Алтая // Ландшафтно-экологические
проблемы Алтая и сопредельных территорий. - Бийск: НИЦ БиГПИ, 2000. - С. 26-39.
8. Есин С.В., Гибшер А.С., Петрова Т.Е. и др. Геодинамическая позиция кембрийского вулканизма чепошской зоны Горного Алтая: фации задугового бассейна // Геологическое строение и полезные ископаемые западной части Алтае-Саянской горной области. - Новокузнецк, 1995. - С. 159-161.
9. Вылцан И.А. Фации и формации осадочных пород. - Томск: Изд-во ТГУ, 2001. - 478 с.
10. Мурдмаа И.О. Распространение формаций и их стратиграфическое положение // Геологические формации северо-западной части Атлантического океана. - М., 1979. - С. 7-31.
11. Беленицкая Г.А., Романовский С.И., Феоктистов В.П. Текто-но-седиментологическое моделирование и прогнозно-минералогический анализ основных геодинамических групп рудоносных осадочных бассейнов России. Осадочные бассейны России, вып. 5. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 2001. - 144 с.
12. Буслов М.М., Фудживара И., Сафонова И.Ю. и др. Строение и эволюция зоны сочленения террейнов Рудного и Горного Алтая // Геология и геофизика. - 2001. - Т. 41. - № 3. - С. 383-397.
13. Конюхов А.И. Обстановки накопления осадков и их отражение в геоформациях материковых окраин // Типы осадочных формаций нефтегазоносных бассейнов. - М.: Наука, 1980. - С. 64-96.
УДК 551.435.132
РЕЧНЫЕ ТЕРРАСЫ (НЕКОТОРЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ К МОРФОЛОГИИ, ГЕНЕЗИСУ И КЛАССИФИКАЦИИ)
С.С. Гудымович
Томский политехнический университет E-mail: lev@tpu.ru
Рассматриваются три основных определения понятия «терраса» и подчеркивается, что наиболее правильное из них: терраса -площадка, созданная эрозионной или аккумулятивной деятельностью реки в предыдущий морфоцикл. По генезису террасы следует подразделять только на: эрозионные и аккумулятивные; для последних важно наличие пойменного аллювия; цокольные террасы - разновидность аккумулятивных с подразделением на открыто- и закрытоцокольные. По взаимоотношениям различаются террасы: врезанные, прислоненные, вложенные и наложенные в паре с погребенными. При изображении террас принципиально важно подчеркивать площадки их поверхностей и цоколей, избегая дугообразных контуров.
Цикловые речные (долинные) террасы и образуемые ими «лестницы» или «ряды» являются выражением ярусности денудационного рельефа высоких порядков и играют главную роль в периодизации истории развития рельефа и установлении характера, знака, последовательности, амплитуд и даже скорости неотектонических движений целых регионов за время формирования террасовых рядов. Именно это определяет научно-практическую важность изучения террасовых рядов и требует четкости представлений о террасах и точности формулировок.
Несмотря на то, что история изучения террас уходит в XIX в., до настоящего времени в литературе, посвященной террасам, существуют разночтения и даже разногласия (таблица), особенно недопустимые в учебной литературе, на которых автор хотел бы остановиться: содержание и определение понятия «терраса», генетические категории террас, типы (виды) террас, исходя из взаимоотношений между ними.
Содержание понятия речная (долинная) терраса допускает три подхода: терраса - выпуклая положительная форма рельефа, ступенька на склоне долины (рис., а), терраса - вогнутая отрицательная форма (рис., б), терраса - площадка в строении долины (рис., в).
Наиболее распространенное, эмпирическое понимание долинных террас как выпуклых ступенек на склоне долины восходит еще к представлениям Д.И. Мушкетова [1]. Этого же взгляда придерживался и патриарх отечественной геоморфологии И.С. Щукин [2]. Из современных авторов террасу как ступеньку на склоне долины, состоящую из площадки и нижерасположенного склона (уступа), рассматривает Н.П. Костенко [3]. Такое понимание террасы более всего отвечает простому зрительному восприятию, охватывает большинство встречающихся в природе случаев, но страдает двумя существенными недостатками. Во-первых, при
