» » Литолого-фациальные модели галогенеза

Литолого-фациальные модели галогенеза

За время существования каждой геодинамической обстановки отвечающие ей фациально-ландшафтные условия, в которых происходил галогенез, изменялись и весьма существенно, поэтому анализ соотношения между ними и структурно-вещественными параметрами галогенсодержащих тел имеет смысл лишь по отношению к телам ранга формаций и в еще большей мере к образующим их седиментационным макроциклам, но не к осадочным бассейнам в целом. Поэтому ниже анализируются объекты именно этих рангов. Кроме того, во всех случаях рассматривается лишь предгалогенная ситуация, а ее изменения ко времени завершения накопления формации или макроцикла здесь не принимаются во внимание.
Литолого-фациальная модель галогенного макроцикла. Типовые соотношения между фациальными особенностями обстановок и структурно-вещественными параметрами галогенных комплексов суммированы на обобщенном разрезе (рис. III.14). Его основой (фоном) является фациально-ландшафтный профиль, объединяющий основные типы седиментационных обстановок галогенеза: от батиальных (или абиссальнобатиальных) до горно-озерных. На этом фоне даны упрощенные структурно-вещественные модели единичного галогенного макроцикла и поли цикл и ческой формации. Более детальный модельный профиль галогенного макроцикла был рассмотрен в работах. С учетом того, что любой седиментационный бассейн может быть выражен через закономерный латеральный ряд фациальных обстановок (табл. III.6), данный профиль может служить инструментом для характеристики также и разнообразных типов бассейнов (палеобассейнов) галогенеза. В латеральном профиле макроцикла отчетливо различается ряд литолого-фациальных комплексов, отвечающих фациально-ландшафтным обстановкам. В морской части профиля: I — батиальный, II — внешнего шельфа (барьерно-рифовый), III — внутреннего шельфа, IV — прибрежный сэбхово-лагунный; в континентальной части: V — низменно(равнинно-)-озерный, VI — предгорно-озерный, VII — горно(межгорно-)-озерный (три последние обстановки на профиле показаны совместно).

Разрез каждого макроцикла представлен, как уже говорилось, двумя членами: нижним — негалогенным; относительно слабо отличающимся от фоновых отложений, и верхним — существенно галогенным, включающим в себя все основные специфические образования галогенного макроцикла (собственно галогенные и сопряженные с ними биохемогенные). Эти образования обособляются в разрезе (хотя и не всегда четко) в два горизонта: подгалогенный, объединяющий разнообразные биохемогенные элементы, и перекрывающий их галогенный (по своим масштабам чаще отвечающий толще). Менее устойчиво и отчетливо выражен верхний над-галогенный биохимогенный горизонт. Именно с этими горизонтами связаны наиболее интересные и характерные особенности макроциклов в каждой фациально-ландшафтной обстановке.
Вбатиальной обстановке (1) нижний негалогенный член макроцикла представлен глинисто-карбонатными отложениями с несколько повышенной битуминозностью, мощностью от нескольких десятков до первых сотен метров. Подгалогенный горизонт сложен темными высокоуглеродистыми (вплоть до горючесланцевых) тонкослойчатыми породами доманикоидного облика, колеблющегося кремнисто-глинисто-доломито-ангидритового состава мощностью до нескольких, реже до первых десятков метров. Он залегает в основании гигантской соляной линзы, мощность которой максимальна (до 500—1000 м, иногда более) над депрессионными отложениями, а к периферии резко сокращается. В ее разрезе преобладают галититы; присутствуют слои и прослои калийно-магниевых солей хлоридного и (или) сульфатного типов, определяющие соответствующие типы комплексов. Ангидриты, как здесь, так и в других частях профиля, представлены рядом своеобразных типов, значительно различающихся между собой мощностью, морфологией тел и структурно-текстурными особенностями. Занимая определенную фациальную позицию, эти типы имеют большое значение в качестве фациальных и генетических индикаторов. Для данной обстановки характерны: ленточный горизонт в основании толщи солей; слои и прослои в ее средней части и покровный горизонт в кровле; ангидритовые валы, подушки (высотой до 300 м и более), изолированные, озоподобные, вытянутые вдоль нарушений или прислоненные к бортовым рифогенным зонам, террасовидные; обвально-оползневые хаотические и турбидитоподобные комплексы карбонатно-сульфатного состава.
Для обстановки внешнего шельфа (II) характерны органогенные постройки. Часто они надстраивают рифогенные сооружения предшествующего этапа и вместе с ними формируют мощные барьерные зоны (с рифами, рифоидами, биогермными массивами), которые контрастируют с депрессионными фациями смежной обстановки. Мощность галогенного члена резко сокращена, вплоть до выклинивания. В его основании развиты доломито-ангидритовые, часто углеродистые породы небольшой мощности, а в межрифовых понижениях — ленточные высокоуглеродистые ангидритсодержащие породы мощностью до 20—30 м. В рифогенных породах широко распространена наложенная ангидритизация (жилы, прожилки, включения). В более слабой форме она представлена в субстрате также и в других обстановках. Здесь же устанавливается повышенная углеродистость в виде тонкодисперсной пропитки, прожилков и включений битуминозного вещества в порово-трещинном пространстве пород.
В обстановке внутреннего шельфа (III) в депрессионно-шельфовом подтипе (IIIA) при осложнении шельфа одной или несколькими депрессиями разрез во многом сходен с таковым батиальной обстановки, особенно при значительных масштабах, глубинах и контрастности депрессий.
В мелководно-шельфовом подтипе внутришельфовой области (IIIБ) нижний член цикла сложен известково-доломитовыми породами с несколько повышенной углеродистостью. Подгалогенный горизонт представлен существенно доломитовыми породами с более незначительной углеродистостью и с рассеянными органогенными постройками простого строения: биостромными пластами, биогермами, изолированными или цепочечными, реже биогермными массивами. Наиболее высокоуглеродистые образования сосредоточены в межбиогермных зонах и в понижениях дна. Неравномерно рассеянная тонкодисперсная углеродистость создает стратифицированную пигментацию доломитов. Галогенный горизонт представлен пачками ангидритов и доломито-ангидритов, иногда с линзами галититов, и имеет небольшую мощность (до нескольких десятков метров). Ангидриты неравномернослойчатые, линзовидно-пятнистые, в разной мерс обогащены карбонатным или глинисто-карбонатным материалом. Переходы между членами и элементами макроцикла постепенные.
В прибрежной сэбхово-лагунной обстановке разделение макроцикла на галогенный и негалогенный члены и горизонты нечеткое. Характерны разномасштабные чередования слабодифференцированных слоев, прослоев, линз доломитовых, углеродистых, сульфатных или сульфатоносных пород, иногда солей (в основном хлоридно- и сульфатно-натриевых), а также карбонатно-терригенных красноцветов. Широко распространены строматолитовые пласты существенно доломитового состава, нередко с повышенной сульфатоносностью и углеродистостью. Своеобразен набор текстурных и структурных разновидностей ангидритов и гипсов «сэбхового» облика. Мощность макроциклов небольшая (до первых десятков метров). В субаэральных — собственно сэбховых — условиях повышенная сульфатоносность сочетается с красноцветностью (пестроцветностью).
Зона перехода от парагенезисов морской части профиля, где разрез обогащен углеродистым веществом и где преобладают серые, а иногда и черные цвета, к континентальным, существенно красноцветным, характеризуется обилием контрастных углеродисто-красноцветных сочетаний разного масштаба, с которыми нередко связана повышенная меденосность,
В пределах континентальной области во всех ее обстановках — низменно-озерной (V), предгорно-озерной (VI) и горно-озерной (VII) — галогенные комплексы связаны преимущественно с озерными водоемами, развитыми локально на фоне преобладания субаэральных красноцветных отложений, обогащенных галогенным материалом, или перерывных образований. Озерные галогенные отложения распространены значительно меньше, чем морские. Они известны преимущественно лишь в разрезах кайнозоя, имеют меньшие масштабы и изучены гораздо хуже. Типичны отложения сульфатно-натриевого типа в разных сочетаниях с сульфатно-кальциевыми и галититовыми, реже — карбонатно-натриевого (содового) в сочетании с галититовыми. Лишь в единичных случаях встречен нитратный тип. Часто в единой группе близко расположенных озер соляные осадки принадлежат к разным геохимическим типам, что послужило основанием для выделения группы «пестрых» солей. Негалогенные члены циклов, чаще всего глинистые или терригенные, содержат значительное количество красноцветного материала. В основании, реже в кровле галогенных членов отмечаются пласты высокоуглеродистых пород (вплоть до горючих сланцев), по периферии присутствуют строматолитовые образования. К этому типу относятся наиболее масштабные содово-горючесланцевые ассоциации знаменитой формации Грин-Ривер (США, P2), формации сульфатно-натриевого типа межгорных впадин Тянь-Шаня (N1), многочисленные неоген-четвертичные и современные озерные отложения «пестрого» состава Западно-Американского пояса (бассейны Альтиплано и Атакама-Пунийский с участием нитратных солей; провинции Бассейнов и Хребтов). Для биогенно-хемогенных образований, обрамляющих депо-центры озерного галогенеза, характерны снижение (по сравнению с морскими парагенезисами) роли карбонатных составляющих, отсутствие сложных биогермных построек при сохранении большой роли строматолитовых и высокоуглеродистых, рост значения терригенных, нередко красноцветных компонентов.
Одной из общих уже подчеркивавшихся черт всех обстановок является наличие устойчивой сопряженности между образованиями галогенными (хемогенными), сосредоточенными в галогенном горизонте, и биогенно-хемогенными (биохемогенными), преобладающими в подгалогенном горизонте. Последние включают в себя биогермные, строматолитовые, углеродистые и доломитные комплексы, а в субаэральных участках к ним добавляются обогащенные галогенным и карбонатным материалом красноцветы. Существование этого парагенезиса фациально взаимосвязанных образований, локализованных вокруг эпицентров галогенеза, неоднократно привлекало к себе внимание исследователей и является, как отмечалось выше, одной из важнейших особенностей галогенных комплексов. Ранее этот парагенезис был назван нами «галогенсодержащей ассоциацией» или системой. Ассоциация характеризуется закономерными и согласованными изменениями в наборе галогенных и биохемогенных элементов, их составе, строении и взаимоотношении. По времени образования члены ассоциации, хотя и сближены, но преимущественно асинхронны. В морских обстановках они сменяют друг друга чаще всего во временной последовательности: биогермные > углеродистые и строматолитовые > галогенные; при этом основной фазе формирования каждого из них отвечает пауза (или замедление) в развитии других. В сэбхово-лагунных обстановках, где обособленность членов ассоциации минимальна, они могут формироваться субсинхронно между собой, а также и с каждым из биохемогенных комплексов, образующихся в это время в морских обстановках.
Наличие отчетливой фациальной привязки каждого из членов охарактеризованной ассоциации, а также фациального контроля в изменениях их состава, строения, морфологии тел и взаимоотношений создают надежную базу взаимосвязанных индикаторных признаков.
Литолого-фациальная модель полициклической галогенной формации. В разрезах таких формаций (рис. III.14, В), содержащих от двух до четырех-пяти макроциклов, намеченные особенности макроциклов несколько трансформируются, а общая зональность всей формации отражает зональность единичных циклов, усложненную их повторением, трансгрессивно-регрессивными смещениями между циклами, особенно заметными в прибрежных участках, а также наличием разделяющих слоев или толщ из пород фоновой седиментации (карбонатных, терригенных) мощностью от единиц до сотен метров.
В итоге профили полицикличсских формаций состоят из набора сменяющих друг друга по латерали полициклических комплексов, каждый из которых примерно отвечает ландшафтной обстановке (слева направо): существенно соленосный, часто калиеносный, расслоенный пачками высокоуглеродистых пород (I или IIIА) > рифогенный, в разной мере расслоенный галогенными и углеродистыми слоями (Н) > карбонатно(доломитно-)-биогермно-углеродисто-галогенный (сульфатный, с ограниченным количеством солей, IIIБ) > троматолитово-сульфатный (IV) > красноцветный сульфатоносный (У) > существенно галогенный (пестрого состава, часто сульфатно-натриевый или содовый), расслоенный пачками красноцветных или (и) углеродистых пород (V, VI, VII). Между собой комплексы нередко довольно четко обособлены и разделены крутыми (до субвертикальных) границами. Прежде всего это касается соленосных и рифогенных комплексов, которые в итоге чаще рассматриваются в литературе в ранге самостоятельных формаций.
Зональность галогенных макроциклов и формаций. Имеет ряд особенностей, заслуживающих специального рассмотрения. В их латеральных профилях сопряжены два вида зональности: естественно-фациальная, отвечающая вектору батиаль — континент, и околоочаговая, связанная с упоминавшимися депрессионными или иными тектоно-седиментационными осложнениями дна, которые возникают в разных обстановках, имеют разные амплитуды и площадь и типичны именно для пред галогенного времени. В зональности первого вида главные изменения имеют общую направленность и происходят относительно постепенно, для второго характерны концентричность, большая дискретность и градиентность. Зональность по-разному проявляется в собственно галогенных, биохемогенных и фоновых элементах.
В разрезах галогенных элементов прослеживаются оба типа зональности. Направленная зональность выражается в изменении от батиальной обстановки к континентальной геохимических типов (см. табл. III.5) и мощностей в последовательности: калиеносные (типы 3, 4), очень значительной мощности > галититовый (тип 2), меньшей мощности > ангидрито-гипсовый (тип I), небольшой мощности > cульфатно- и карбонатно-натриевые (типы 5, 6), разной мощности, от весьма значительной до небольшой. (Три первых члена ряда отвечают морской части профиля, последний — континентальной.) На этом фоне в контурах отдельных обстановок вокруг депрессионных осложнений дна проявляется субконцентричная зональность, которая выражается в снижении от их депоцентров к периферии полноты и масштабности проявлений галогенеза. При этом к депоцентрам обычно тяготеют раздувы мощности соляных линз, а вдоль обрамлений и над зонами нарушений часто располагаются ангидритовые валы, террасы, над которыми мощность солей сокращена (вплоть до выклинивания). Таким образом, от центра к периферии депрессий раздувы мощности солей сменяются ангидритовыми.
В размещении биохемогенных комплексов также намечается упорядоченность. Вопрос этот изучен слабо и в литературе практически не обсуждался. Вместе с тем он имеет большое значение, прежде всего в связи с высокой рудолокализующей ролью рассматриваемых образований. Предварительно для каждого из них могут быть намечены следующие особенности размещения.
Для биогермных (рифогенных) комплексов сопряженность с галогенными прослеживается по всему ряду морских обстановок и отсутствует вне этого ряда: бассейны озерного типа неблагоприятны для рифогенеза, открытые океанические — для галогенеза, а вся морская область благоприятна для их совместного развития. В пределах области совмещения изменения в строении биогермных комплексов, ассоциирующих с галогенными, происходят довольно закономерно. От батиальных обстановок к мелководным меняются типы органогенных построек, снижается их сложность, масштабность и контрастность: собственно рифы, рифоиды, биогермные массивы (II обстановка) > цепочечные и рассеянные изолированные биогермы (III) > пластовые биостромно-строматолитовые (IV). В озерных обстановках (V—VII) распространены преимущественно лишь строматолитовые и банковые тела. Наиболее значительные биогермные тела всех типов тяготеют к тектоническим обрамлениям депрессий.
Повышенная углеродистость в разной мере характерна для многих участков разреза галогенных макроциклов. Наиболее отчетливо и устойчиво она проявляется в основании галогенного члена: в подгалогенном горизонте в виде своеобразного изохронного уровня высокой углеродистости, образование которого непосредственно предшествовало галогенезу. Здесь она в той или иной мере выражена вдоль всего профиля — от батиальных и склоновых отложений до озерных. При этом наиболее высокие содержания углеродистого вещества (до 5, иногда 15—20 %) свойственны участкам батиали, межрифовым прогибам, относительно прогнутым зонам шельфа, впадинам озер, а небольшие (1—2, локально до 3—5 %) распространены повсеместно. На приподнятых участках дна, где для этого уровня характерен перерыв в осадконакоплении, устанавливается иной тип углеродистости; в форме интенсивной наложенной вкрапленности и прожилков битуминозного вещества в верхних горизонтах субстрата. Последнее особенно ярко проявляется в подгалогенных частях рифогенных комплексов. Устойчиво повышенная, хотя и более низкая рассеянная углеродистость характерна также для покровного горизонта ангидритов. Для зон латеральных переходов от углеродистых отложений к красноцветным, отвечающим смене субаквальных обстановок субаэральными, свойственно обилие разнообразных углеродисто-красноцветных сочетаний.
Доломиты максимально развиты в мелководно-шельфовых и лагунных зонах. Доломитовый состав имеют многие строматолитовые комплексы прибрежно-лагунных и прибрежно-озерных обстановок.
Параллельно с направленными (от батиали к суше) изменениями в каждом из биохемогенных комплексов меняется и характер сопряжения между ними: снижается степень их дифференцированности (от практически полной обособленности до переслаивания и переплетения), уменьшается контрастность сочетаний. Депрессионные осложнения дна наоборот усиливают дифференцированность и контрастность всех сочетаний, особенно углеродистых и органогенных: депрессии обычно контролируют маломощные высокоуглеродистые комплексы, а их тектонические ограничения — более мощные органогенные тела. При этом зональное соотношение между высокоуглеродистыми и биогермными образованиями в плане сходно с таковым между соленосными линзами и ангидритовыми валами.
Общими для зональности галогенсодержащей ассоциации в целом являются следующие черты. От батиальной области к прибрежной и от депрессионных участков к мелководным согласованно-дискретно снижаются полнота (или сложность), контрастность и дифференцированность развития их галогенных и биохемогенных (прежде всего, биогермных и углеродистых) элементов: от максимально выраженных в батиальных и депрессионных зонах и их обрамлениях, где большинство комплексов четко индивидуализировано и где каждый из них полно выражен, масштабен, контрастен и обособлен, до минимально проявленных в мелководно-шельфовых и сэбхово-лагунных обстановках, где все они образуют относительно маломощные переслаивания, иногда переплетения. Еще более существенные изменения в ассоциации происходят в континентальных обстановках. Главные из них — отсутствие здесь рифогенных образований и иной геохимический тип галогенных составляющих (типоморфными становятся сульфатно-натриевый и содовый типы).
В изменениях пород фоновой седиментации, разделяющих макроциклы, а также присутствующих в составе их нижних членов, главной является естественно-фациальная направленность (нередко осложняемая близостью растущих орогенов, покровно-надвиговых образований и т. д.).
Сочетание двух видов зональности, специфические черты их проявления в каждом типе комплексов, образующих галогенные формации, определяют итоговую зональность всего разреза и его частей, имеющую, хотя и достаточно сложный, но вполне закономерный и поддающийся анализу характер.
Таким образом, в разрезах галогенных формаций все их элементы: галогенные, биохемогенные и фоновые — в каждой из фациально-ландшафтных обстановок характеризуются достаточно определенным и устойчивым набором признаков. В свою очередь каждая из обстановок обладает своими типоморфными чертами разреза, а весь профиль представляет собой закономерное сочетание ряда достаточно обособленных и дискретных литолого-фациальных группировок. Они отвечают основным обстановкам галогенсза, охватывая все их типы. Такой своего рода стандартный набор элементарных ячеек может служить инструментом при проведении литогеодинамического анализа и палеорсконструкций.
Охарактеризованные литолого-фациальные типы комплексов, соразмерные рангу ландшафтных обстановок, достаточно хорошо соответствуют масштабу и задачам регионального литогеодинамического анализа. Более дробные литолого-фациальные подразделения могут иметь значение при детализации работ. Для мелкомасштабных исследований, включая межрегиональные и глобальные сопоставления, более удобными могут быть несколько укрупненные и упрощенные модели, выявляющие лишь максимально различающиеся макротипы разрезов.
Литолого-ландшафтные макротипы галогенных комплексов. Они объединяют группы литолого-фациальных типов, которые обладают, как легко видеть (табл. III.7), сходными структурно-вещественными и ландшафтными параметрами. Выделены три таких макротипа (три группы) комплексов (цифры в кружках): I — морские депрессионные (глубоководные), II — морские мелководные и прибрежные, III — озерно-континентальные или озерные. Две первые группы соответствуют морской области, третья — континентальной. Внутри групп наблюдаются относительно сходные особенности состава (типы, подтипы галогенных комплексов, наборы биохемогенных образований), одинаковый порядок мощностей, сходный характер залегания и близкие ландшафтные параметры.

Для морского депрессионного макротипа, объединяющего сходные батиальный и шельфово-депрессионный типы (I и IIIА), обычны соленосные, чаще всего калиеносные типы, глинисто-карбонатный или карбонатный подтипы, очень большие мощности солей (от нескольких сотен метров до 2—3 км и более), наличие ангидритовых валов и террас; среди биохемогенных образований типоморфными являются высокоуглеродистыс горизонты в депрессионных зонах в основании соляных линз и рифогенные обрамления; часты резкие, крутые (до вертикальных) контакты типа латеральных утыканий; интенсивно проявлен диапиризм. Перечисленные черты достаточно хорошо выражены в большинстве формаций этого ландшафтного макротипа (например, в бассейнах Днепровском P1, Прикаспийском P1, Североморско-Германском P2, Амударьинском J3).
Типичные черты морского мелководного макротипа, объединяющего шельфово-мелководные и прибрежно-лагунные (частично) образования (IIIБ, IV): сульфатно-кальциевый тип (при ограниченном проявлении галититового, а в прибрежной зоне — сульфатно-натриевого), терригенно-карбонатный и карбонатный подтипы, ограниченные мощности (десятки — первые сотни метров); галогенный член макроциклов представлен пластовыми ангидритами или доломито-ангидритами небольшой мощности, иногда с подчиненным количеством солей, в периферических зонах сульфатно-натриевого типа; для набора биохемогенных образований характерны органогенные постройки относительно простого строения (биогермы, биостромы), рассеянные в известково-доломитовой толще; слои и пачки с повышенной стратифицированной углеродистостью в верхней части той же толщи; строматолитовые пласты преимущественно в прибрежной зоне; широкое распространение доломитов в составе нижнего негалогенного члена и в виде переслаивания среди ангидритов верхнего. Переходы между элементами постепенные, вплоть до нечетких, с образованием переплетений в прибрежных обстановках; обычен пластовый характер залегания. Типичные примеры бассейнов: Львовский и Днестровско-Прутский S1-2, Чаткало-Кураминский D2zv—D3f, Печорско-Новоземельский C1s, Стрыйский J3 и др.
Озерно-континентальный (озерный) макротип включает в себя и часть лагунных образований, связанных с морями-озерами. Макротип отличает пестрота состава галогенных комплексов: сульфатно-кальциевые, галититовые, сульфатно-натриевые, содовые, нитратные. Три последних являются типоморфными. Основные подтипы — терригенный и глинистый. Мощность — от десятков до нескольких сотен метров, реже свыше 1 км. Среди биохемогенных образований преобладают углеродистые и строматолитовые. Залегание — пластовое, редко с солянокупольными осложнениями. Характерные примеры бассейнов: Грин-Ривер P2, Межгорных впадин Тянь-Шаня N1, Кенийские, Атакама-Пунийский, Анатолийские современные.
Особого внимания заслуживает четкая коррслируемость трех важнейших структурно-вещественных параметров выделенных макротипов: состава, мощности и характера залегания, — как между собой, так и с их ландшафтной позицией. Так, калиеносные разрезы почти всегда характеризуются мощностью 1—3 км и более (при этом мощность единичных макроциклов превышает 500—1000 м), интенсивным диапиризмом и связью с депрессионными палеообстановками [бассейны Прикаспийский Р1к, мощность 1—3 км, обстановка I; Амударьинский J3, мощность до 1 км, обстановки I—IIIА; Восточно-Сибирский G1-2, мощность 1—2 км, обстановка IIIA (I?) и т. д.]. И наоборот, наиболее значительные (> 1000 м) по мощности формации (при мощности единичных макроциклов > 500—1000 м) и интенсивный диапиризм характерны для разрезов почти исключительно калиеносных и наиболее типичны лишь для депрессионных обстановок. Комплексы сульфатно-кальциевого типа (или слабопроявленного галититового) характеризуются ограниченными мощностями (не более первых сотен метров), пластовым залеганием и связью с мелководноморскими обстановками. И наоборот, мощности десятки—первые сотни метров сопряжены с пластовым залеганием и характеризуют сульфатнокальциевый тип разреза лишь со слабовыраженной соленосностью и соответствуют палеообстановками IIIБ—IV. Сказанное позволяет довольно уверенно использовать каждый из показателей для прогнозирования остальных.
Наличие всех рассмотренных взаимосвязей определенно свидетельствует, что структурно-вещественные характеристики галогенных формаций и их частей несут в себе надежную информацию о ландшафтных палеообстановках, а это делает возможными переходы от одних к другим и позволяет рассматривать саму структурно-вещественную типизацию как средство распознания палеоседиментационных обстановок.
Зональность реальных галогенных формаций. Имеет ряд особенностей. До сих пор мы анализировали идеальные — полные последовательности фациальных типов, В разрезах конкретных формаций (точнее, в рассматриваемых полуразрезах от депоцентров к периферии) обычно полно выражены два-три (до четырех-пяти) литолого-фациальных типа, а остальные сокращены или отсутствуют. Так, для калиеносных формаций, связанных с разными вариантами депрессионных обстановок (макротип I) наиболее типичны ряды I—II—IIIБ—IVB; I—II—IIIA—IVB; I—II—IVB. Для сульфатно-кальциевых формаций зарифовых мелководно-шельфовых и лагунных обстановок (макротип ID — ряд II—IIIB—IVB. Для сульфатно-натриевых или содовых равнинно-, предгорно- и горно-озерных областей (макротип 111) — простые ряды VA, VIA и VIIA соответственно.
В полных же сечениях формаций (периферия—депоцентр—периферия) две противоположно направленные ветви профиля имеют в одних случаях сходные ряды с противоположными (центробежными) трендами, в других — во второй ветви профиля галогенные комплексы редуцированы или отсутствуют, депоцентры галогенеза смещены к краям формаций. В первом случае строение формаций симметричное, во втором — асимметричное. Например, для калиеносных формаций в первом случае типичен ряд IVB—IIIA—II—I—II—IIIA—IVB, во втором — I—II—IIIA—IV. При этом следует учитывать, что характер ряда во многом зависит от ориентировки профиля и что профили, проведенные в двух взаимно перпендикулярных направлениях, обычно сильно различаются, т. е. симметрия формаций чаще всего двухвекторная (а иногда и более сложная).
Отмеченные особенности профилей: фациальные тренды и типы симметрии, наборы литолого-фациальных типов и макротипов, их ширина и ряд других признаков — тесно связаны с типами палеогеодинамических обстановок. Например, субсимметричное строение поперечного профиля галогенных формаций весьма характерно для внутриконтинентальных рифтогенных структур (D3 Припятско-Днепровского авлакогена). Возникновение же резкой асимметрии в поперечном сечении может быть вызвано одной из причин: либо односторонним приближением к седиментационному бассейну растущего орогена, что типично для бассейнов форланда, либо раскрытием с одной из сторон открытого океанического бассейна, что имеет место при образовании пассивных окраин. Очевидно, что такие характеристики содержат важную информацию о типах геодинамических обстановок, их полярности и т. д., т. е. в них заключены большие индикационные возможности. Этот вопрос уже непосредственно связан с геодинамической типизацией бассейнов и будет рассмотрен ниже.
Итак, получен набор литолого-фациальных моделей, отражающих соотношение между структурно-вещественными характеристиками галогенных комплексов и фациально-ландшафтными параметрами седиментационных палсобассейнов. Модели могут служить инструментом для перехода от структурно-вещественных показателей к палеофациальным (а при необходимости и наоборот), для опознания палеоседиментационных обстановок. Это в свою очередь дает способ реконструкции палеоморфоструктурных и палеогеодинамических ситуаций. Задачам палеогеодинамического анализа наиболее соответствуют подразделения крупных рангов: литолого-фациальные типы комплексов, укрупненные группы (макротипы) и ряды. Диагностическое значение имеют их состав и мощность, выраженность отдельных элементов и их сочетаний, зональность, тренды изменения различных параметров, характер симметрии, цикличность и т. д. Во многих случаях возможен практически одновариантный переход от структурно-вещественного типа галогенного комплекса к типу палеоландшафтной обстановки. Полученные литолого-фациальные модели ниже будут использованы в качестве базовых для геодинамического и минерагенического анализа.

title-icon Подобные новости