Палеогеография морских бассейнов в позднем фанерозое

Анализ построенной автором по данным почти 600 скважин «Гломар Челленджера» (на 1982 г.) [43; 48] палеогеографической карты морских бассейнов для позднеюрского и мелового периодов и океанического бас сейна для кайнозойского времени совместно с палеогеографическими картами Н. М. Страхова, построенными только по континентальной суше (рис. 4) для этого же времени [64], позволяет наметить три этапа процесса океанизации (рис. 4):

  • 1) позднеюрский-раннемеловой этап, характеризующий начало океанизации в области будущей континентальной периферии;
  • 2) позднемеловой-палеогеновый этап активной океанизации в секторах будущих океанов;
  • 3) миоцен-четвертичный этап — этап спада процесса океанизации и его финал (см. табл. 1, с. 38).

В свете изложенного становятся понятными различия в строении и динамике тихоокеанского и атлантического континентальных типов периферий.

Тихоокеанская континентальная окраина лишь в позднем кайнозое оказалась вовлечена в интенсивный процесс океанизации, который продолжается здесь и в настоящее время. Атлантическая и индоокеанская континентальные окраины давно прошли данный этап. В бассейнах этих океанов фронт океанизации в плиоцен-четвертичное время проходит по срединным рифтовым хребтам и островным дугам. В рамках изложенной схемы желоба островных дуг Мирового океана представляют собой новейшие образования плиоцен-четвертичиого времени, что подтверждается их геоморфологией, малой мощностью осадков, активностью четвертичного вулканизма.

Если схематизировать картину эволюции океанических бассейнов по этапам, то она будет такова (рис. 4). Первоначальное заложение узких желобообразных глубоководных (около 1 000 м) морских бассейнов происходит в поздней юре — раннем мелу вдоль будущих континентальных окраин Атлантического, Индийского и центральной части Тихого океанов. Раннемеловая регрессия, возможно, отражает этот процесс, когда возникшие предматериковые прогибы и Центрально-Тихоокеанская впадина приняли в себя избыток воды, выплеснувшейся на континентальные блоки в поздней юре.

В пределах Тихого океана позднеюрские-нижнемеловые бассейны возникли главным образом в срединной области будущей гигантской впадины, что находит отражение в расположении позднемезозойских гайотов (рис. 5).

a

ЮРА+МЕЛ ЮРА+МЕЛ

Палеогеография Мирового океана

Рис. 4. Палеогеография Мирового океана:

a — области преимущественного расположения отложений:

  • 1 неогеновых; 2 — палеогеновых; 3 — позднем еловых;
  • 4 раннемеловых; 5 — рифты; 6 — разломы;

б — схема, иллюстрирующая направление океанизации:

1 — в Атлантическом и Индийском сегментах; 2 — в Тихоокеанском сегменте [44]

Схема расположения позднеюрских меловых гайотов центральной части Тихого океана [35]

Рис. 5. Схема расположения позднеюрских меловых гайотов центральной части Тихого океана [35]

Скорость погружения дна центральной области Тихого океана, рассчитанная по гипсометрии мелководных осадков на вершинах атоллов (У) и гайотов (2)

Рис. 6. Скорость погружения дна центральной области Тихого океана, рассчитанная по гипсометрии мелководных осадков на вершинах атоллов (У) и гайотов (2)

Обширные районы вокруг оставались низменной сушей и, вероятно, не имели связи с морскими бассейнами Индийского и Атлантического океанов. Поэтому расположенные здесь многочисленные гайоты и атоллы характеризуют глубину этой впадины в поздней юре и последующую скорость опускания дна тропической части Тихого океана в кайнозое. Следовательно, эти гайоты отражают глубину и темпы образования морского бассейна в титоне, нижнем и верхнем мелу только данного участка Тихого океана (рис. 6), а не всего Мирового океана, как это нередко безосновательно утверждается некоторыми исследователями [26; 30; 41]. Повторяем, что до кайнозоя Центрально-Тихоокеанская впадина практически не имела сообщений с юрско-меловыми бассейнами Атлантики и Индийского океана.

Эти своеобразные «центры» океанизации в последующие периоды позднего мела, палеогена и неогена расширялись путем вовлечения в общее прогибание все новых площадей суши, более удаленных от краев праконтинентов. Такой процесс имел место в Атлантике, Индийском и южной части Тихого океанов, и наоборот: в центральной части последнего опускание происходило от существовавшего здесь гюзднеюрско-мело-вого бассейна к периферии Тихого океана (см. рис. 4). Одновременно с этим, как следует из палеогеографических карт И. М. Страхова [64; 65], происходило прогрессивное осушение континентов, существовавшие здесь морские бассейны перетекали в формирующиеся в палеогене впадины будущих океанов.

Поздняя юра. Рассмотрим особенности седиментации в доокеаниче-ских бассейнах и выясним тектоническую обстановку, в которой происходило их заложение и развитие.

Наиболее древним из известных позднеюрских бассейнов в акватории Мирового океана, судя по возрасту вскрытых бурением осадков [83; 84], является бассейн в районе материковой окраины Северной Америки, возникший здесь около 160 млн лет назад (келловей-оксфорд). Несколько позднее (145—135 млн лет назад — титон) вдоль континентальной окраины Европы и Северной Африки образовался восточный бассейн Северной Атлантики. По-видимому, к этому же времени относится формирование локальных бассейнов вдоль западной окраины Южной Америки, восточной окраины Африки и восточной периферии Индийского океана, примыкающей к Австралии [83; 84]. Позднее других (титон-берриас) возникло несколько локальных бассейнов в центральной части Тихого океана.

Позднеюрские отложения, накапливавшиеся в узких глубоких прогибах по обе стороны Атлантики, имеют сходный состав и подразделяются иа три литологические толщи: зеленовато-серые пелитоморфные известняки келловея-оксфорда, красновато-коричневые тонкозернистые известняки оксфорда-киммериджа-нижнего титона и белые пелитоморфные известняки с цеолитами, сидеритами и порцелланитами титона-неокома. Пелитоморфная структура известняков двух нижних толщ, отсутствие в них биокластики, характер детрита свидетельствуют об их накоплении вдали от источников сноса в достаточно глубоководном бассейне. Пелитоморфные известняки титона-неокома, лишенные остатков бентоса, обогащенные кремнями и цеолитами, формировались на больших глубинах (но не более 1000 м) и под влиянием вулканизма. Обнаруженные во всех трех толщах турбидиты свидетельствуют о наличии близкого высокого поднятия подводного склона со стороны будущих континентов и низменной суши со стороны срединной области будущего океана, существовавшей вплоть до миоцена [59; 83].

Таким образом, позднеюрские бассейны Атлантики формировались в условиях относительно спокойного тектонического режима и слабого вулканизма. Осадконакопление шло в довольно глубоких и узких бассейнах в условиях теплого климата.

В Тихом океане юрские отложения уверенно выделяются только в районе поднятия Магеллана. Здесь на экструзивных базальтах залегает маломощная (9,5 м) пачка серых, зеленовато-серых и красноватых известняков, содержащих обломки кремней и вулканических пород. По нанопланктону известняки датируются титоном-берриасом [83].

Аналогичные отложения обнаружены в абиссальной равнине Австралийской котловины, т. е. на восточной периферии Индийского океана. По другую сторону бассейна — близ африканской окраины — юрские отложения не обнаружены.

Таким образом, морские бассейны в центральной части Тихого океана возникли значительно позднее, чем в Атлантике, и развивались в условиях активной вулканической деятельности, а следовательно, напряженного тектонического режима. Мелководный характер осадков, отсутствие терригенного турбидитного материала свидетельствуют о значительных размерах морского бассейна в центральной части Тихоокеанского сегмента, развивающегося в окружении низменной суши и теплого климата.

В области Индийского океана в поздней юре существовал, видимо, только один морской бассейн — по периферии Австралии.

Ранний мел. В раннем мелу размеры всех морских бассейнов, возникших в юре, заметно выросли (см. рис. 4, с. 41), а их глубина несколько увеличилась и в среднем, как было показано выше, достигла значений, близких к 2000 м. Однако образования новых крупных бассейнов в то время в области современных океанов, видимо, не происходило.

Среди нижнемеловых отложений (берриас — альб) наибольшее развитие имеют карбонатные фации с преобладанием кокколитового мела, известняков и мергелей, калькаренитов, доломитов [83]. Второй фациальный тип отложений нижнего мела представлен пестроцветными глинами, среди которых различаются бурые цеолитовые и серые, обогащенные углистым материалом разновидности. Третий фациальный тип представлен вулканогенно-осадочными отложениями и наиболее типичен для Тихого океана (поднятие Манихики). Здесь нижнемеловые отложения представлены вулканическими брекчиями, песчаниками, глинами, содержащими многочисленные реликты мелководных моллюсков [59; 83].

Пространственная и вертикальная изменчивость фациального состава отложений отражает разнообразие условий седиментации в различных морских бассейнах раннего мела, расположенных в пределах современных океанов. Появление в разрезах апта и альба прослоев бескарбонатных глин с пиритом, сидеритом и углистым материалом свидетельствует об образовании застойных локальных бассейнов с восстановительной обстановкой, что могло иметь место при продолжающемся углублении отдельных впадин и нарушении циркуляции вод, понижении их температуры. Одновременно существовали и мелководные бассейны, где шло накопление лагунно-эвапоритных отложений. Такие бассейны существовали во всех океанах [43; 59; 83].

В целом же основные черты тектонического режима и особенности седиментации, возникшие в поздней юре, сохранились в этих областях и в раннем мелу. В Атлантическом и Индийском океанах прогибание континентальных окраин продолжалось в условиях спокойного тектонического режима. В Тихом океане оно сопровождалось вулканизмом.

Поздний мел. Трансгрессия, начавшаяся в альбе, продолжалась в позднем мелу. В итоге значительно расширились позднеюрско-раннеме-ловые бассейны и заложились новые [65]. В частности, возникли протяженные морские бассейны по обе стороны Атлантики и Индийского океана, объединившие до этого разобщенные моря (см. рис. 4). Возникли узкие прогибы вдоль восточной окраины тихоокеанского сегмента, в Северной и Южной Атлантике и западнее Австралии. Вероятно, появились моря и по периферии Антарктиды. Ввиду практически полного отсутствия сведений по Северному Ледовитому океану можно лишь предположить, что его заложение также произошло приблизительно в позднем мелу.

Общий характер седиментации, сложившийся в юрско-нижнемеловых бассейнах, сохранился и в позднемеловое время. В углубившихся предма-териковых прогибах Атлантики шло накопление бескарбонатных черных глин, насыщенных углистым материалом. Присутствие в этих отложениях аутигенных пирита и сидерита свидетельствует о накоплении их в условиях застойного режима, где избыток углекислоты обеспечивал растворение СаСОз в уже сформировавшемся осадке. Это предположение подтверждается и детальным изучением скудной известняковой микрофауны, имеющей апт-сеноманский возраст [59].

Еще более широкое распространение имеют в Атлантике отложения пестроцветных глин сеноман-маастрихтского возраста, которые нередко перекрывают черные глины. Почти полное отсутствие известковых и кремнистых организмов, сидерита и пирита, низкое содержание органики свидетельствуют о накоплении отложений в окислительной обстановке при низкой биологической продуктивности вод, так как глубина бассейнов в позднем мелу, как было показано выше [43], еще не достигла уровня растворения карбонатов и не превышала в среднем 1500—2000 м. Многочисленные перерывы в толще могли быть обусловлены течениями, возникшими в связи с ростом глубины и площади бассейнов.

Одновременно по периферии бассейнов как со стороны формирующейся континентальной окраины, так и со стороны срединной суши, располагавшейся на месте будущего Срединно-Атлантического хребта, шло накопление карбонатных кокколитово-фораминиферовых известняков и мергелей. Мелководные лагунные известняки отлагались на шельфах и подводных возвышенностях в области современных котловин (Сом, Северо-Американская, Бразильская и др.) [59].

В разрезах позднего мела Тихого океана наиболее широко представлены карбонатные фации терригенных бурых глин [83], в центральных районах бассейна они залегают на отложениях раннего мела, а по периферии подстилаются экструзивными базальтами и представлены мелководными карбонатными и обломочными породами кампана-маастрихта, нередко они включают прослои вулканических пород. В районе Новой Зеландии отложения верхнего мела содержат фауну радиолярий, диатомей, силикофлягелят, свидетельствующую о существовании здесь зоны холодных вод или течений, хотя уверенности в этом все-таки нет, так как поздний мел стал начальной эпохой эволюции диатомовых. Не исключено, что активное развитие здесь кремнистых было связано с усилением вулканизма в данной области растущего океана.

В позднемеловых отложениях Индийского океана преобладают карбонатные фации. Ослабление терригенной седиментации и усиление биогенной, в частности карбонатной (характерной и для разрезов континентальных отложений позднего мела), можно объяснить обширностью позднемеловых морских бассейнов в океанических секторах и их многочисленностью на прилегающих континентах, а также наличием преимущественно низменной суши и отсутствием крупных водосборов и слабого развития речной сети, типичных для позднемезозойского времени. Позднемеловые бассейны в области современных океанов, как было показано выше, имели сравнительно небольшую глубину (не более 1,5—2 км), значительно меньшую, чем современная глубина компенсации карбонатов (4,0—4,5 км). Поэтому накопление бескарбонатных толщ следует объяснять не глубоководностью, а застойным режимом многих бассейнов, неразвитой циркуляцией — отчасти вследствие мелководности и разобщенности бассейнов, отчасти из-за отсутствия широтной дифференциации климата планеты (за исключением экваториальной зоны).

Характер изменения мощности и фаций по периферии позднемеловых бассейнов в области будущих океанов свидетельствует о существовании здесь обширной суши, которая лишь в палеогене испытала погружение и затопление. В связи с этим позднемезозойский вулканизм, развивавшийся вдоль окраин будущих континентов Северной и Южной Америки и вдоль некоторых участков западного и северо-западного обрамления Тихого океана и до сих пор рассматриваемый как свидетельство древности Тихоокеанской впадины, на самом деле (как отмечал В. В. Белоусов [3]) не имеет ничего общего с этим утверждением. Из палеогеографической карты видно, что здесь в позднем мелу заложились отделенные от центрального бассейна обширной сушей прогибы, тектонику которых и маркирует данный вулканизм. В свете изложенного становится понятным, что многочисленные плосковершинные гайоты высотой 1,5—2 км в центральной части Тихого (см. рис. 5, с. 42) и по периферии Индийского и Атлантического океанов, покрытые толщей коралловых известняков с мелководной фауной позднего мела, отражают глубину этих отдельных бассейнов, которая в течение кайнозоя увеличилась в среднем еще на 2 км. За это же время земная кора палеогенового океана опустилось на 7—8 км, т. е. темпы погружения вновь вовлекаемых в этот процесс областей в кайнозое резко возросли по сравнению с позднемезозойскими.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >