Седиментология альбского эпиконтинентального бассейна Центральной части Русской плиты

Актуальность проблемы. Изучение отложений мелового возраста на Русской плите (РП) было начато еще в XIX веке. В XX столетии накоплен обширнейший фактический материал и предложено несколько моделей развития РП в раннем мелу и, в частности, в альбское время. Последние из литолого-минералогических моделей разработаны в 60−70-х годах прошлого века. В начале нашего столетия стратиграфия нижнего мела РП полностью пересмотрена и предложена новая палеогеографическая схема альбского морского бассейна, поэтому возникает необходимость усовершенствования модели осадконакопления на основе детальных седиментологических, литологических и минералогических построений.

Более глубокое понимание основных закономерностей развития РП в альбское время актуально для создания геологических карт нового поколения, а также для поиска россыпных месторождений (цирконовые россыпи в районе Воронежской антеклизы) и месторождений фосфоритов.

Цель работы. Целью работы является детальное изучение истории развития альбского эпиконтинентального бассейна Русской плиты, с использованием комплекса минералогических, литологических и седиментологических методов, на основе новейших стратиграфических и палеогеографических данных.

Основные задачи:

Послойное изучение наиболее полных разрезов альба РП и их корреляция с использованием новой стратиграфической схемы.

Получение и анализ детальных данных по гранулометрии и минералогическому составу альбских пород.

Реконструкция палеобатиметрии бассейна.

Генетическая интерпретация полученных данных и анализ обстановок осадконакопления.

Седиментологический анализ.

Фактический материал.

Автором в период с 2000 по 2005 годы были детально описаны и опробованы 16 разрезов в 12 районах, охватывающих основные структуры центральной части Русской плиты (рис. 1, табл. 1): юг Московской синеклизы, Ульяновско-Саратовская синеклиза, Воронежская антеклиза, Рязано-Саратовский прогиб. Отобрано и изучено с использованием шлифового анализа, гранулометрических (ситовой анализ), минералогических (изучение терригенных минералов тяжелой фракции), рентгено-фазовых методов, с применением статистического анализа и седиментологических методик 272 литологических образца. Кроме того, был использован обширный материал литературных источников, как в открытой печати, так и отчетов Центрального Геологического Фонда, из которых данные автора были дополнены материалами по почта 500 образцам из 240 пунктов центра и юга Русской плиты.

Для уточнения батиметрии альбского эпиконтиненталыюго бассейна по специальной методике были изучены 163 экземпляра аммонитов из коллекции Е. Ю. Барабошкина, собранных в пределах Московской синеклизы и Рязано-Саратовского прогиба.

Защищаемые положения.

1. Установлено 3 этапа развития альбского эпиконтиненталыюго бассейна.

РП:

1. Этап мелкого моря-пролива с преобладанием СЗ течений.

2. Этап мелкого моря-пролива метеорологического типа с преобладанием волнения.

3. Этап мелководного пелагического моря-залива метеорологического типа с преобладанием тиховодных обстановок.

2. Выявлено 3 стадии в смене терригенных ассоциаций минералов тяжелой фракции, отвечающие трем стадиям развития альбского эпиконтинентального бассейна РП:

1) стадия поступления метаморфических терригенных минералов Балтийского щита в бассейн РП;

2) стадия интенсивного поступления рудных минералов с преобладанием ильменита с ЮВ обрамления РП;

3) стадия равномерной поставки обломочного материала всеми источниками сноса.

3. На основе изучения раннсальбского бассейна РП впервые предложена модель эпиконтинентального морского бассейна с преобладающим режимом однонаправленных течений. s f? tШ Ш m.

Москва.

— 14, / 1 k v /.

Условные обозначения.

I Распространение апьбских пород.

Изученные обнажения (по литературным данным).

Опорные разрезы изученные автором.

Изученные скважины (по литературным данным).

Рис. 1. Схема распространения альбских отложений и места расположения изученных разрезов в рассматриваемых регионах. Построена с использованием данных [Олферьев и др., 1998; Сазонова, 1958; Барабошкин, 2001]. Обозначения пунктов — в таблице 1.

Изученные скважины и обнажения Источник № Изученные скважины и обнажения Источник.

1 С. Екатериновка 51 Обн. 1.

2 с. Мокшаны [Сазонова, 1958] 52 Обн. 3.

3 г. Нижний Ломов 53 Обн. 5.

4 с. Заметчино 54 Обн. 9.

5 г. Инза 55 Обн. 109.

6 Обн. у г. Семилуки [Коваль, 2000] 56 Обн. 195.

7 Обн. у д. Ворона 57 Обн. 197.

8 Обн. у д. Коренево, р. Еза 58 Обн. 214.

9 Обн. у п. Пристаное 59 Обн. 226.

10 Обн. у Лебединский карьер 60 Обн. 228.

11 Обн. у п. Увек Разрезы, 61 Обн. 233.

12 Обн. у п. Кр. Текстильщик 62 Обн. 257.

13 Обн. у д. Гаврилково изученные автором 63 Обн. 276 [Хожаинов,.

14 Обн. у г. Красноармейск 64 Обн. 436 1967].

15 Обн. у д. Спас-Каменка 65 Обн. 747.

16 Обн. у с. Лысогорка 66 Обн. 748.

17 Обн. у п. Новодевичье 67 Обн. 812.

18 Обн. у п. Бектяшка 68 Обн. 816.

19 Обн. у г. Яхрома 69 Скв. Юс.

20 Яковлевское мест. 70 Скв. Ют.

21 Гостищевское мест. 71 Скв. 160 с.

22 Шебекинский участок [Васильева, 72 Скв. 165 с.

23 Погромецкое мест. 1972] 73 Скв. 1 т.

24 Стойленское мест. 74 Скв. 2 т.

25 Чернянское мест. 75 Скв. Зт.

26 Скв. 33 76 Скв. 4 т.

27 Скв. 35 [Волгина, 1963] 77 Скв. 5 т.

28 Скв. 37 78 Скв. 59.

29 Скв. 1 79 Скв. 76.

30 Обн. 14 [Ефимова, 1964] 80 Скв. 2-р

31 Скв. 5803 81 Обн. 27.

32 Скв. 6261 82 Обн. 37.

33 Скв. 2 83 Обн. 20 [Смирнов,.

34 Скв. 3 84 Обн. 9 1954].

35 Скв. 8 85 Обн. 10.

36 Скв. 11 86 Обн. 17.

37 Скв. 23 87 Обн. 48.

38 Скв. 29 [Лаврова, 1963; Петрова, 1959] 88 Скв. 5.

39 Скв. 114 89 Скв. 6.

40 Скв. 132 90 Скв. 26 [Сазонова, 1958].

41 Скв. 210.

42 43 Скв. 1005 Скв. 1863 Таблица 1. Изученные скважины и обнажения, обозначенные на рисунке 1.

44 Обн. 2249 Г комплексное изучение и тшивлечение.

45 46 47 48 49 50 Скв. 1 Скв. 27 к Скв. 16 Скв. 3 и 4 Скв. 23 к Скв. 23 к.

Дервиз, 1951] сопоставимых данных по литологии и минералогии). Данные по скважинам с 91 по 203 (91−148 [Сазонова, 1958]- 149−161 [Дервиз, 1951]- 162 203 [Хожаинов, 1967]) привлечены только для изучения мощностей альбекнх отложений.

Научная новизна.

• Впервые произведено изучение закономерностей распределения терригенных минералов в альбских отложениях РП на подъярусном уровне.

• Впервые детально изучены обстановки осадконакопления и генетические типы альбских отложений и проанализирована их смена во времени и пространстве.

• Для описания раннеальбского эпиконтинентального морского бассейна РП был предложен новый тип эпиконтинентального бассейна с преобладающим режимом течений.

• Впервые произведена оценка глубин альбского бассейна РП на основе расчета сифональных индексов аммонитов.

Публикации и апробация работы.

Положения диссертационной работы опубликованы автором в 5 статьях (из них 3 в российских реферируемых изданиях) и изложены в виде 11 тезисов к докладам.

Основные результаты работы были доложены на научных конференциях и совещаниях:

• Региональные научные конференции студентов, аспирантов и молодых специалистов «Геологи XXI века (Саратов, 2001, 2003).

• Всероссийские совещания «Меловая система России.» (Москва, 2002; С. Петербург, 2004; Саратов, 2006).

• VI Международная конференция «Новые идеи в науках о Земле» (Москва, 2003).

• 4 Всероссийское Цитологическое совещание (Москва, 2006).

• Заседание кафедры региональной геологии и истории Земли, геологический факультет МГУ (Москва, 2007).

В рамках данного исследования автор выполнил проект MAC РФФИ (03−05−6 371), участвовал как исполнитель в проектах РФФИ (гранты: 98−05−64 195, 01−05−64 642, 04−564 503, 04−05−64 420, 04−05−64 424), в программе «Интеграция» (№ С0082, направление 5.1/2000) и «Научные школы» (НШ-326.2003.5).

Структура и объем работы.

Работа состоит из введения, 5 глав, заключения и 4 приложений. Объем диссертации составляет 211 страниц. Иллюстрации включают 7 таблиц и 105 рисунков.

Список литературы

содержит 172 названия (150 на русском и 22 на иностранных языках).

Выводы.

1. Для изученных родов аммонитов устанавливается общая тенденция к переходу к более мелководным условиям существования в течение жизни.

2. Для раннего альба средняя глубина обитания изученных аммонитов составляет 136 м (по всем замерам) и N8 м (по последним камерам всех образцов). Интервал глубин раннеальбского бассейна в этих районах, с учетом фациальных особенностей разрезов, оценивается как 0 — 50 м.

3. Для среднего альба средняя глубина обитания изученных аммонитов составляет 127 м (по всем замерам) и 122 м (по последним камерам всех образцов). Интервал глубин в этих районах, с учетом фациальных особенностей разрезов, оценивается как 100 — 150 м.

Глава 5. Седиментация в альбеком бассейне центральной части Русской плиты.

Ранний альб.

Данные по седиментологнн бассейна начала раннего альба были получены на основе результатов литологических, минералогических исследований, текстурного анализа, с привлечением результатов изучения микрои макрофауны, споро-пыльцевых спектров по разрезам Московской синеклизы (разрезы по р. Еза), Рязано-Саратовского прогиба (разрезы у д. Ворона), Ульяновско-Саратовского прогиба (на севере разрез у п. Бектяшка, на юге — у пос. Пристанное), Воронежской антеклизы (разрез Лебединского карьера).

К концу позднеаптского этапа развития морские обстановки осадконакопления были распространены лишь в пределах Прикаспийской впадины, на восточной окраине Ульяновско-Саратовской впадины и на севере Печерской синеклизы. На всей остальной территории РП осадконакопление отсутствовало [Барабошкин, 2002].

В раннем альбе с развитием бореальной трансгрессии начался новый этап истории эпиконтинентального моря-пролива русской плиты. Поступление водных масс происходило с севера через Мезенско-Псчерский пролив [Барабошкин, 2002, 2007] в центральные, а затем и южные районы РП. Ось бассейна имела субмеридионалыюе направление. Выводы о существовании морского эпиконтинентального бассейна и развитии бореальной трансгрессии E.IO. Барабошкин [1996, 2003] сделал на основе анализа распространения на РП фауны аммонитов. Было установлено, что представители аммонитов рода Arcthoplites, появившиеся в Арктике, вместе с бореальной водной массой мигрируют через бассейн РП и достигают Мангышлака.

Анализируя палиноспектры отложений раннего альба из районов Ульяновско-Саратовского прогиба и Московской синеклизы С. Б. Смирнова (МГУ) установила на основе исчезновения теплолюбивых форм (хейролепидиевых и матониевых) и преобладания глейхениевых папоротников, что происходило похолодание климата до умеренного. Кроме того, если состав пыльцы и спор говорит о существовании влажных равнин, то альгофлора указывает на развитие болотистых обстановок в начале раннего альба на РП [Смирнова и др., 2002а, 20 026].

С развитием трансгрессии начинается широкое распространение морских обстановок, но повышенное содержание в палинокомплексах зеленых водорослей свидетельствует об опресненности морского бассейна, что может быть связано с наполнением морского бассейна поступающими холодными бореальными водами с севера.

В большинстве районов РП начало раппего альба характеризуется крайне мелководными обстановками осадконакопления, Глубины эпиконтинентального бассейна Русской плиты в раннем альбе не превышали 50 м [Барабошкин, Никулынин, 2006].

Практически везде на РП (кроме района пос. Пристанного на юге Ульяновско-Саратовского прогиба) происходило накопление разнозернистых (с высоким процентом крупной и грубой фракций) плохо сортированных песков, часто глинистых, чередующихся с прослоями песчаных глин (кроме района Воронежской антеклизы), с аутигенным глауконитом. Широкое развитие ихнофации Scolithos и аутигенного глауконита указывают на существование подвижного несвязного грунта в мелководно-морской обстановоке.

Глинистость отложений и содержание смешапослойных минералов типа иллит-смектит увеличивается, а медианный размер зерен и содержание каолинита уменьшается с юга (от района Воронежской антеклизы) на север — к Московской синеклизе, Рязано-Саратовскому и Ульяновско-Саратовскому прогибам. Генетическая интерпретация гранулометрических данных показывает для начала раннего альба преобладание волнового воздействия в обстановках осадконакопления кроме юга Ульяновско-Саратовского прогиба (пос. Пристанное) и района Доно-Медведицкого вала, где в это время существовала дельтовая платформа (рис. 5.1). О волновом влиянии свидетельствуют и редкие косоволнистые и волнистые текстуры, встречешше и описанные практически во всех изученных районах.

Дельтовая платформа (рис. 5.2) на юге Ульяновско-Саратовского прогиба и в районе Доно-Медведицкого вала для раннего альба выделяется как по текстурным и гранулометрическим признакам (ощутимое влияние обстановок осадконакопления с воздействием течения: см. раздел 3.2.), так и по минералогическим признакам (в отложениях авандельты и дельтовой платформы в целом установлено повышенное содержание базитовой минеральной ассоциации, отвечающей южной оконечности Днепрово-Донецкой впадины, где известны выходы щелочных базальтов позднедевонского возраста). Кроме того, для отложений этой области показано присутствие течения северо-восточного направления [Базанова, 1972]. Направление течения и минералогический состав материала указывают на то, что источником поступления материала служил Донбасс.

К Koiiify раппего альба в районе существования дельтовой платформы повышается влияние волновых обстановок, пропадают текстуры течения, а в среднем-позднем альбе осадки становятся более тонкими, глинистыми с прослоями песчанистых глин (рис. 5.2). Никаких следов дельтовых обстановок в среднем-позднем альбе в этом районе не обнаруживается, вероятно дельта прекратила свое существование в конце раннего альба.

В районе Воронежской антеклизы существовала наиболее мелководная, прибрежная обстановка осадконакопления, о чем говорит практически полное отсутствие глин, большое количество крупнозернистого материала, а также повышенное количество каолинита. Содержание последнего уменьшается в северном направлении, в сторону относительно более глубоководных частей бассейна, и возрастает к югу. О близости моря говорит присутствие аутогенного глауконита и морских биотурбаций Scolithos, принадлежавших либо анемонам, либо некоторым видам ракообразных (Walker, James, 1992). Континентальная обстановка существовала южнее и юго-западнее — в районе Днепрово-Донецкого прогиба и к югу от него.

В пределах Воронежской антеклизы наиболее мелководная прибрежная обстановка существовала на северо-западе, где сохранился материал со следами эоловой переработки (см. рис. 5.1). Эта же обстановка распространялась и далее на восток в пределах Доно-Медведицкого поднятия, где признаки эоловой переработки также присутствуют. Близость этой области к дельтовой платформе позволяет предположить, что эоловый материал мог поступать в бассейн и с речным стоком.

В центральной части Воронежской антеклизы, западнее г. Воронеж, прослеживается серия подводных поднятий, характеризующиеся более грубо-крупнозернистым материалом, повышенным содержанием каолинита и средне устойчивых минералов тяжелой фракции (см. разделы 3.2, 3.3, 3.4). Генетическая интерпретация гранулометрических данных показывает преобладание волнового воздействия.

К западу от Воронежской антеклизы отмечаются максимумы не только метаморфических минералов, источником которых являлся Балтийский щит, и которые северным течением, возникшим при бореальной трансгрессии. Здесь же установлен максимум минералов базитовой ассоциации (ильменит, пироксен), а питающая провинция для этой ассоциации располагалась, вероятно, юго-западнее, в районе смыкания Днепрово-Донецкой и Припятской впадин, где отмечены выходы девонских щелочных базальтов [Корзун, 2000]. По данным Т. Д. Базановой [1972] в этом районе отмечаются следы юго-западного течения при преобладании северо-западного. Присутствие на западной окраине Воронежской антеклизы материала из базитовой питающей провинции, находящейся на юго-западе, следов юго-западных течений, могут служить косвенными доказательствами существование речной системы и палеодельты. Вероятно, она была ориентирована с юго-запада на северо-восток и поставляла материал в раннем альбе на западную окраину Воронежской антеклизы (рис. 5.1).

Рис. 5.1. Обстановки осадконакопления в раннеальбском бассейне Русской плиты. Обстановки осадко относительно глубоководных обстановок- 3 — границы лагунных и прибрежно-морских обстановок- 4 — грани направления перемещения материала внутри бассейна.

Переходная зона (1−2): 1 — с преимущественно тиховодной обстановкой, проявлением волнения и течений слабо влиянием течения- 3 — дельтовая платформа- 4 — предфронтальная зона пляжа с преобладанием волновой обстана пляжа — нижний пляж с преобладанием волнового влияния- 6 — распространение эолового материала, испытавшего.

Условные обозначения: пиши 1 им.

ГТЩ1П1 3 4.

ЩЩ 5 с7″. a'.vu.yi. rt — 6 7.

I 8 гидродинамики, 2-е постепенным переходом от преимущественно волновой обстановки к обстановке с преобладающим пси (начало раннего альба) и обстановки течений (середина-конец раннего альба) — 5 — верхняя часть предфронгальной зоны морскую переработку- 7 — авандельта- 8 — направление течений по [Базанова, 1972]- 9- линия профиля. накопления по [Барабошкин, 2002]: i — границы областей денудации и постседиментационного размыва- 2 — границы цы континентальных обстановок- 5 — предполагаемые направления сноса терригенного материала- 6 — предполагаемые.

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ:

Обстановки осадконакопления.

Рис. 5.2. Схема корреляции разрезов с выделение обстановок осадконакопления. Исг юльзована схема из [Рединг, 1990J. УВВ — уровень высокой воды, УНВ — уровень низкой воды.

К середине раппего альба распределение обстановок в эпиконтиненталыюм бассейне цента РП изменяется. Поскольку бореапьная трансгрессия продолжаласьглубина и площадь бассейн возрастали, и более явно обозначилось течение южного направления в раннеальбском море-проливе, которое фиксируется по распространению бореалыюй артгоплитовой фауны аммонитов почти до 40 градуса северной широты [Барабошкин, 2002]. Практически во всех районах появляются косослоистые пачки среднесортированных средне-мелкозернитсых песков с однонаправленной слоистостью течения. Генетическая интерпретация гранулометрических данных также демонстрирует преобладающее влияние течения в обстановках осадконакопления.

Юго-восточное направление этого течения установлено на основе замеров падений косослоистых серий и с привлечением данных по замерам из работ [Базанова, 1972; Барабошкин, 2002]. С севера и северо-запада на юго-восток количество и мощности косослоистых серий заметно уменьшаются, в этом же направлении уменьшается и разнообразие косослоистых текстур. В районе центра и юга Ульяновско-Саратовского прогиба направления течений начинают отклоняться от единого юго-восточного направления к северу или к югу (рис. 5.1) — течение ослабевает. Все это свидетельствует об уменьшении гидродинамической активности потока к юго-востоку, в направлении к относительно глубоководной области бассейна в районе его оси. По данным И. Л. Геращенко [1969] и ЕЛО. Барабошкина [2002] утонение отложений и углубление бассейна, а соответственно, и уменьшение гидродинамической активности наблюдается в раннем альбе и далее на восток в районе Прикаспийской синеклизы, где течения юго-восточного направления уже не фиксируются. Максимальная активность течения приурочена к западной части бассейна, что вероятно можно объяснить бета-эффектом — сгущением линий тока субмеридиональных течений к западу и разряжение к востоку под воздействием силы Кореолиса [Шулейкин, 1968].

По палеореконструкциям климата и поверхностных течений [Волков, 1997, 2002; Барабошкин, 2002, 2007] в раннем альбе могло существовать восточное приполярное течение, способствующее перемещению водных масс от полюса в сторону зоны низкого давления, расположенной в это время в районе 68 градуса северной широты. С началом альбекой трансгрессии и открытием Мезенско-Печерского пролива ветвь этого течения вероятно проникла на РП, привнося холодные воды с артгоплитовой фауной. Само море-пролив располагалось в зоне циклонических циркуляций, которые, вероятно, накладывались на основное северное, практически сквозное течение. Противотечение в северном направлении вдоль восточного берега бассейна было значительно менее активным. Поворот же линий тока к северу происходил в районе Прикаспийской впадины. Здесь течение значительно ослабевало и под действием существовавшей в районе Северного Кавказа зоны западных ветров [Барабошкин, 2007] отклонялось к востоку и вероятно дальше, к северо-востоку. Так могло возникать слабое противотечение в северном направлении вдоль восточного берега моря-пролива. О малой активности течения у восточного берега бассейна свидетельствуют и нижнеальбские глинистые и песчано-глинистые осадки с отдельными мелкопесчаными и алевритовыми пачками. Косослоистые текстуры в них достаточно редки, а замеренные по ним вектора направления течения имеют широкий разброс азимутов от юга, через запад, до севера (в районе юга-центра Ульяновско-Саратовского прогиба) (рис. 5.1).

Преобладание штормов.

Рис. 5.3. Классификация типов морских бассейнов (на основе схемы Ридинга [1990]). Нанесен эпиконтиментальный бассейн РП в раннем альбе. 1 — начало раннего альба, 2 — середина-конец раннего альба (бассейн с преобладанием однонаправленного течения), 3 — средний альб, 4 -поздний альб.

С этим течением связано и поступление терригенного материала, характерного для петрофонда Балтийского щита на юг и в центр РП. Это преимущественно средне устойчивые метаморфические, в меньшей степени низко устойчивые метаморфические.

ТМ. Как было показано в разделе 3.4, они разбавляют в центральной части РП материал, поступающий с Воронежской антеклизы с высоким содержанием высоко устойчивых минералов (главным образом циркона, рутила и рудных). Их максимумы оттесняются к самым окраинам Воронежской антеклизы и к Доно-Медведицкому поднятию.

Ранее в работах, посвященных седиментологии, изучение мелководных обстановок ограничивалось современным шельфом и окраинными морями, где выделяются штормовые, волновые, приливно-отливные моря и моря с преобладанием океанических течений [Лидер, 1986; Рединг, 1990; Рейнек, 1981; Leeder, 1999] или устанавливаются лишь волновые или погодные (метеорологические), штормовые и приливно-отливные моря [Барабошкин, 2005; Einsele, 2000; Nichols, 1999; Walker, 1992]. Для эпиконтинентальных бассейнов подобные классификации вообще отсутствуют. Поэтому и самостоятельный тип мелководных бассейнов с преимущественным влиянием течений в классификациях отсутствует. В данной работе впервые предлагается новый тип эпиконтинентальных бассейнов с преимущественным режимом течений на.

Рис. 5.4. Палеогеография позднемелового (ранний кампан) пролива на западе Северной.

Америки. 1 — западе направление течений [Рединг, 1990]. преобладающее о.

1000 км основе раннеальбского эпиконтинентального моря-пролива РП (рис. 5.3).

Практически такое же эпиконтинентальное море-пролив существовало в позднем мелу на Североамереканской платформе — Западный внутренний бассейн Северной Америки (рис. 5.4). Этот бассейн так же был связан с мировым океаном на севере и на юге (поздний мел, кампан), и обладал сопоставимыми глубинами с альбеким бассейном Русской плиты. Океаническая система течений также проникала внутрь моря пролива и способствовала смешению фауны в течении мела. При этом, теплое течение поступало с юга, а более плотное и холодное противотечение — с севера. Узкая вытянутая форма пролива способствовала тому, что большинство течений были прямолинейными и проходили параллельно берегу [Рединг, 1990; Kump, Pettijohn, 1962; Slingerland and oth., 1999; Williams and oth, 1975]. Так в раннем кампане преобладающим также является северное однонаправленное течение (рис. 5.4). Кроме того, описание и интерпретация верхнемеловых песчаников Сассекс — последовательность пород с укрупняющейся вверх зернистостью, интерпретируемых как продукт наступления вытянутых песчаных баров под влиянием течений и штормов, весьма схоже с нижнеальбекими песками РП [Рейнек, 1990]. X. Рейнек правда отмечает для этого бассейна влияние приливов и отливов, но для альбекого бассейна РП четких признаков влияния этих процессов не установлено. Но в целом бассейны весьма схожи.

Таким образом, установленные для альбекого бассейна РП закономерности осадконакопления находят подтверждение в развитии других эпиконтинентальных бассейнов. Однако при довольно обширной литературе по Западному внутреннему бассейну Северной Америки, мелководный эпиконтинентальный бассейн с преобладанием однонаправленных течений в качестве самостоятельного типа ранее выделен не был.

С углублением и расширением бассейна все меньше терригенного материала поступает в центральную часть бассейна, что хорошо подчеркивается распределением глинистых минералов. Так на прибрежном мелководье в районе Воронежской антеклизы высоко поступление каолинита. Как уже упоминалось выше, к северу привпос каолинита уменьшается, и он преобразуется в гидрослюду. При дальнейшем удалении от береговой линии к центру бассейна — растет содержание смектитов, а на максимальном удалении от берега в обстановках мелководного пелагического морского бассейна к середине раннего альба появляются и цеолиты. Они присутствует в отложениях мелководно-морских обстановок в районе Рязано-Саратовского и Ульяновско-Саратовского прогибов. Забегая вперед, заметим, что в районе северо-западной окраины Воронежской антеклизы цеолиты появятся только в конце среднего — позднем альбе.

К концу раннего альба в мелководно-морских и в прибрежных обстановках осадконакопления начинается формирование фосфоритов. Это проявилось в широком распространении в верхней части отложений нижнего альба горизонтов галечных и желваковых фосфоритов. Количество горизонтов варьирует от разреза к разрезу. Часто фосфориты сгружены в горизонтах конденсации как в верхней части разреза нижнего альба у д. Ворона или горизонт конденсации в основании среднеальбских отложений у д. Гаврилково, где следы нижнего альба сохранились лишь в виде переотложенных фосфоритов с аммонитами из нескольких нижнеальбских зон [Барабошкин, 1987, 1991, 1992].

Перерывы в осадконакоплении отмечены и для пачала-середины раннего альба и представлены элювиальными перерывами типа мягкого дна, образованные биоэрозионной поверхностью с несколькими генерациями нор, эрозионными синседиментационными перерывами, уровнями ненакопления. Фосфориты в начале и середине раннего альба на уровнях этих перерывов встречаются значительно реже. Вероятно, это связано как с характеристиками обстановок осадконакопления, так и с поступлением фосфата в бассейн. Автор, как и ЕЛО. Барабошкин, придерживается модели Г. Н. Батурина [Батурин, 1999, 2004], объясняющей поступление фосфата и накопление фосфоритов на шельфах или, как в данном случае, в эпиконтинентальном бассейне.

Согласно этой модели, более обогащенные фосфатом придонные слои вод океана в процессе апвелинга могут подниматься к поверхности и поступать на шельф, где фосфат преимущественно биогенным путем в виде планктонного детрита попадает на дно и под бактериальным воздействием переходит в осадок. Под воздействием эвстатических колебаний моря, фосфоритовые конкреции переотлагались, образуя фосфоритовые горизонты.

В нашем случае холодные бореальные водные массы, вероятно, насыщенные различными минеральными солями, включая фосфаты, попали в эпиконтинентальный бассейн вместе с раннеальбской бореальной трансгрессией. С планктонным детритом фосфат попал в осадок. С развитием трансгрессии и расширением моря в центральную часть бассейна поступало все меньше осадков и к концу раннего альба сказывался дефицит материала. Это способствовало концентрации фосфата в осадке, поскольку он все меньше разбавлялся терригенным материалом. Активное северное течение к середине альба затухает, что сказывается на уменьшении привноса обломочного материала в центр РП. Гидродинамический режим в это время был, вероятно, переменным, и фазы низкой гидродинамической активности, когда фосфат мог накапливаться, мигрировать и концентрироваться в осадке, сменялись фазами высокой гидродинамической активности, когда фосфориты переотлагались. На этом этапе в мелководно-морских обстаповках происходила активная переработка осадка с выносом тонких компонентов и эксгумация желваков фосфоритов. В зависимости от активности гидродинамического режима и продолжительности активного воздействия, а также поступления терригенного материала, изменялась степень переработки и окатанности фосфоритов. Этому способствовала и небольшая глубина бассейна —до 50 м — немногим ниже уровня волнового базиса.

Периодическая активизация переработки осадков и конденсация фосфоритовых желваков может быть связана и с эвстатическими колебаниями уровня моря высокого порядка [Батурин, 2004]. К ним мелкий морской альбский эпиконтинентальный бассейн, имеющий связь с мировым океаном был весьма чувствителен. Особенно ярко эта периодичность видна в отложениях верхов нижнего альба и в среднем альбе на РП. Так, в разрезе у д. Ворона выделяется до 12 горизонтов фосфоритов [Барабошкин, 2002], а в разрезе у д. Гаврилково — 13 горизонтов [Барабошкин, 1987]. Но по [Haq et al., 1988] для конца раннего и среднего альба указывается лишь 3 цикла. В работе А. С. Алексеева и др. [1996] выделяется 4 цикла только для среднего альба. По горизонтам же фосфоритов можно выделить более 10 событий обмеления и перемыва накопившихся осадков и конденсации фосфатных конкреций.

Средний альб.

В среднем альбе продолжается развитие трансгрессии, но уже с конца раннего альба структурный план бассейна начал изменятся. К середине среднего альба закрывается Мезенско-Печерский пролив, вместе с этим затихает бореальная трансгрессия и прекращает свое существование северное течение. Погружается юго-западный край Восточно-Европейской платформы, начинает открываться Брестский пролив и Ореховский проход. Установилась широтная связь бассейна РП с бассейнами Европы. Бассейн РП становится северной окраиной Тетис [Барабошкин, 2007].

Начинается южная — тетическая — трансгрессия выявляемая на основе анализа распространения фауны аммонитов на РП [Барабошкин, 1996, 2003]. С ней появляется юго-восточное течение, следы которого установлены для среднего и позднего альба на востоке и северо-востоке Прикаспийской синеклизы [Геращенко, 1969] на основе анализа текстур (рис. 5.5). На ее востоке этой более глинистые отложения сменяются существенно песчаными — увеличивается терригенный привнос как переотложенного, так и свежего материала с востока [Геращенко, 1969, 1972], что, как будет видно ниже, скажется на характере распределения ТМ тяжелой фракции в центре РП. Такая перестройка структуры сильно повлияла на характер обстановок осадконакопления в среднеальбском бассейне.

Глубина среднеальбского бассейна составляла от 50 до 100 м [Барабошкин, Никулынин, 2006].

На основе анализа палиноспектров было установлено [Смирнова, — 2002а, 20 026] восстановление условий нормально-соленого бассейна в среднем альбе. Климат, оставаясь умеренным (широкое распространение глейхепиевых: до 69%), становился более влажным — практически полностью исчезают схизейные древовидные папоротники, отвечающие сухому климату.

В центральной части РП проявление нового течения северо-западного направления удалось установить только для Рязано-Саратовского и юга Ульяновско-Саратовского прогибов па основе замеров ориентировок фосфоритов [Барабошкин, 2002], генетической интерпретации гранулометрических данных и результатов анализа распределения ТМ. Замеры ориентировок фосфоритов дали субширотное направление течения для юга Ульяновско-Саратовского прогиба и северо-западное — юго-восточное — для Рязано-Саратовского прогиба.

Генетическая интерпретация гранулометрических данных выявила преобладающее влияние течения для обстановок центра Рязано-Саратовского прогиба и значительное его влияние для обстановок юга Ульяновско-Саратовского прогиба (рис. 5.2). Нужно отметить, что с развитием трансгрессии и увеличением глубины бассейна мелководно-морские обстановки распространились практически на всей территории бассейна в центре РП за исключением восточного побережья [Барабошкин, 2002] и мелководно-морские обстановки с преобладающим влиянием течений располагались лишь в самом центре и на юго-востоке РП.

Анализ распределения ТМ тяжелой фракции показал значительное увеличение содержаний высоко устойчивых минералов (главным образом рудных, но также и циркона в центре РП) на юго-востоке РП и менее значительное — в центре Рязано-Саратовского прогиба и одновременно уменьшение в этом районе содержания средне устойчивых метаморфических минералов из северного источника сноса. Кроме того, на юго востоке сохраняется максимум для суммы низко устойчивых минералов (главным образом эпидота и апатита), хотя и не такой контрастный, как в раннем альбе: привнос с востока продолжался, но сказывается разбавление высоко устойчивыми минералами. Как уже говорилось выше, поступление терригенного материала на востоке Прикаспийской синеклизы в среднем альбе увеличилось (дельтовый привнос), а анализ содержания ТМ тяжелой фракции отмечает для этого материала высокое содержание рудных (главным образом ильменита, который также преобладает в составе рудных и для альбских отложений РП) [Геращенко, 1969, 1972].

Рис. 5.5. Обстановки осадконакопления в среднеальбском бассейне Русской плиты. Переходная зона (1−3): влиянием течения, 3- с преобладанием волновой обстановки- 4- внешняя зона: тиховодная обстановка оса, 1972]- 6- направление течений по замерам ориентировок желваков фосфоритов и косослоистых серий [Барг.

Условные обозначения.

1- с относительно тиховодной обстановкой и влиянием течений со слабой гидродинамикой, 2- с преобладающим дконакопления со следами редких штормов- 5- направление течений по замерам косослоистых серий [Геращенко, (бошкин, 2002]. Остальные условные обозначения на рис. 5.1.

Вероятно размыв и транспортировка этого материала юго-восточным течением в среднем (а также и в позднем) альбе и послужил причиной такого возрастания содержаний рудных на юго-востоке и даже в центре РП.

Следы слабого течения северо-восточного направления были обнаружены и при замерах ориентировок фосфоритов, а так же косой слоистости на юге Московской синеклизы (д. Гаврилково), но в целом на остальной территории бассейна осадконакопление в мелководно-морских обстановках происходило преимущественно под воздействием волн. То есть морской эпиконтинентальный бассейн, как и в самом начале раннего альба, становится преимущественно метеорологическим, волнового типа.

Волновое влияние лучше проявляется в относительно более мелководных морских обстановках в районе Воронежской антеклизы, где практически на всей территории средний альб сконденсирован в фосфоритовый горизонт в результате дефицита терригенного материала и переменной гидродинамической обстановки. Как уже упоминалось выше, в еще более расширившимся мелководном бассейне среднего альба с диффицитом терригенного материала продолжают периодически эксгумироваться и конденсироваться фосфатные конкреции, вероятно маркирующие кратковременные обмеления и перемыв осадков.

По результатам генетической интерпретации гранулометрических данных волновой режим установлен и для северо-восточной окраины Рязано-Саратовского прогиба, и для юга Московской антеклизы (рис. 5.2).

Наименьшее влияние волнового воздействия сказывается в меководно-морских обстановках центра и севера Ульяновско-Саратовского прогиба. Здесь, как и в раннем альбе, располагались относительно более глубоководные обстановки (глубина могла достигать 100 м), в которых происходило накопление преимущественно глинистого и алевритового материала. Здесь также, как и для юга Московской антеклизы отмечается присутствие цеолитов. Здесь же, как и на юге Ульяновско-Саратовского прогиба, отмечаются максимальные мощности среднельбских отложений па РП (20 м) (за исключением Прикаспийской синеклизы). В целом мощности среднеальбских отложений вполне закономерно возрастают к юго-востоку РП (от 1−4 м на западе до 20 м на юго-востоке). Такая закономерность сохраняется и в нижнем, и в позднем альбе.

Как и для конца раннего альба, для среднего альба в центре РП сказывается недостаток терригенного материала, что проявляется в образовании многочисленных конденсированных фосфоритовых горизонтов (особенно на юге, где сконденсирован весь средний альб), меньшей, по сравнению с ранним альбом мощностью отложений. Но на основе результатов анализов распределения содержаний ТМ тяжелой фракции можно утверждать, что продолжалось поступление материала из северного источника (содержание метаморфических минералов на северо-западе и север еще высоко), хотя в центр и на юго-восток РП этого материала поступает значительно меньше, чем в раннем альбе.

Усиливается, как было показано выше, поступление материала с востока. Материал с юга продолжает поступать, что сказывается на увеличении, главным образом в центре РП циркона и рутила. Кроме того, уменьшается поступление материала с севера, разбавлявшего южный материал в раннем альбе (рис. 3.4.19). Учитывая конденсацию всего среднего альба на Ворнежской антеклизе при дефиците терригенного материала и затоплении практически всей ее площади, можно предположить, что вынос материала с южных источников в среднем альбе в бассейн РП также уменьшился в связи с затоплением питающих провинций в процессе трансгрессивного развития эпиконтиненталыюго морского бассейна.

Поздний альб.

В позднем альбе продолжается развитие трансгрессии и изменения структурного плана бассейна. К началу позднего альба в результате тектонической перестройки (субширотного прогибания и поднятия северного края платформы) расширяется связь бассейна РП с бассейном Тетис и морскими бассейнами Европы через Брестский пролив [Барабошкин, 2003, 2007]. К концу альба бассейн РП окончательно приобретает субширотную ориентировку. Глубина бассейна продолжала расти и могла достигать уже 100−150 м [Барабошкин, Никульшин, 2006].

Мелководные пелагические обстановки существовали в районе Ульяновско-Саратовского прогиба, центра и севера Рязано-Саратовского прогиба, юга Московской синеклизы и северо-западной окраины Воронежской антеклизы (рис. 5.2, 5.6). Здесь происходило накопление преимущественно песчано-глинистых и алевритистых осадков в тиховодных мелководно-пелагических условиях, изредка нарушаемых штормовым воздействием, что устанавливается по присутствию темпеститов.

На юге Московской синеклизы, в Рязано-Саратовском и Ульяновско-Саратовском прогибах в глинистой фракции отмечается присутствие цеолитов, что может косвенно свидетельствовать о пелагическом характере бассейна (они замещают планктоногенный опал).

На юге Московской синеклизы установлено огрубление отложений вверх по разрезу. Так в позднем альбе здесь уже накапливались глинистые пески. В прогибах же закономерность обратная — утонение осадков вверх по разрезам. Вероятно в северной, северо-западной частях бассейна к концу позднего альба сказывается некоторое снижение глубины моря, в осевой же его части глубины оставались значительными (свыше 100 м [Барабошкин, Никулынин, 2006].

На северо-западе Воронежской антеклизы в преимущественно глинистых отложениях, практически на оси бассейна, цеолиты также обнаружены и также отмечается утонение осадков вверх по разрезам.

Южнее, в пределах Воронежской антеклизы в более мелководно-морской обстановке происходило накопление преимущественно средне-мелкопесчаного материала, что свидетельствует о средней и слабой гидродинамической, вероятно волновой, активности. О том, что именно в этом районе глубина бассейна и позднем альбе была наименьшей, свидетельствует присутствие материала со следами эоловой переработки. На большей части территории Воронежской антеклизы верхний альб частично или полностью сконденсирован в фосфоритовом горизонте.

В позднем альбе также вероятно уменьшается влияние южного источника сноса, но еще продолжается привнос материала с востока, о чем свидетельствуют максимумы высокои средне устойчивых минералов на юго-востоке РП. Причиной этого является продолжение развитие дельтовых комплексов Прикаспийской синеклизы и продолжение влияния юго-восточного течения. По результатам текстурных анализов оно устанавливается лишь в пределах Прикаспийской низменности, и слабое его влияние на обстановки осадконакопления РП сказывается лишь на юге Ульяновско-Саратовского и юге Рязано-Саратовского прогибов несколько повышенной гидродинамической активностью и «расплывчатыми» максимумами высокои средне устойчивых минералов.

В верхнеальбских отложениях в пределах прогибов также присутствуют горизонты фосфоритов. Но их уже меньше — до 4−5 в разрезах на юге Ульяновско-Саратовского прогиба. Вероятно и в позднем альбе проявлялись кратковременные эпизоды обмеления и перемыва осадков. Но поскольку глубина бассейна возросла, то он стал несколько «менее чуствительным» к небольшим изменениям уровня моря.

Таким образом установлено три этапа развития альбского эпиконтинентального бассейна РП:

1. Этап мелкого моря-пролива с преобладанием СЗ течениий.

2. Этап мелкого моря-пролива метеорологического типа с преобладанием волнения.

3. Этап мелководного пелагического моря-залива метеорологического типа с преобладанием тиховодных обстановок.

Рис. 5.6. Обстановки осадконакопления в среднеальбском бассейне Русской плиты. Внешняя зона (1−4^ обстановка с воздействием волнения- 3 — тиховодная обстановка с постепенным возрастанием гидроди активности- 5 — направление течений [Геращенко, 1969]. Остальные условные обозначения на рис. 5. l{ с 1 — тиховодная обстановка с постепенным возрастанием гидродинамической активности- 2 — тиховодная намической активности- 4 — относительно тиховодная обстановка с постепенным убыванием гидродинамической.

Условные обозначения:

II 1.

VN.

Заключение

.

Детальное комплексное изучение литологических, минералогических, седиментологических аспектов истории морского эпиконтинентального альбского бассейна РП позволило подтвердить палеогеографическую модель, предложенную Е. Ю. Барабошкиным для альба Восточно-Европейской платформы и существенно дополнить ее моделью осадконакопления для бассейна РП.

Дальнейшее совершенствование разработанной модели связано с более детальным изучением распределения глинистых минералов, получением геохимических данных, анализом генезиса фосфоритов, изучением биоты бассейна, включая планктон, наконец, с моделированием истории бассейна и с распространением площади исследований на всю территорию Восточно-Европейской платформы и ее обрамления.