Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

До сих пор мы разбирали особенности морской седиментации, которые определяются чисто экзогенными или, как их называют иногда иначе, гипергенными поверхностными факторами: рельефом дна моря и прилегающих территорий, течениями, климатом и т. д. За последние 10—15 лет, однако, все больше выясняется, что гипергенные процессы — не единственные факторы, контролирующие морское осадконакопление, но что очень крупную роль, особенно в так называемых геосинклинальных морях глубокого геологического прошлого, играл вулканизм и, в частности, подводный вулканизм. Поэтому для понимания материала дальнейшей части курса представляется целесообразным кратко суммировать существующие материалы и представления.

К сожалению, современный подводный вулканизм и его влияние на осадконакопление остаются пока совершенно неизученными, и мы вынуждены базироваться исключительно на анализе ископаемого материала.

Наиболее ярким и бесспорным проявлением эффузий на морском дне является аккумуляция на определенных участках огромных масс лавового и пирокластического материала. Накопление этих масс происходит в общем так же, как и на континентах, но водная среда накладывает на аккумулирующийся материал своеобразный отпечаток. Так, застывание лав под водой приводило к образованию своеобразной округло-эллипсоидальной их текстуры, известной под названием подушечной, структура же основных лав приобретала черты диабазовой (выделение крупных кристаллов полевых шпатов раньше метасиликатов). Пепловый материал, попадая в подвижную водную среду, испытывал временами некоторую сортировку по крупности зерна, и отсюда — следы слоистости вулканических туфов. Взаимодействие пепла с катионами и анионами морской воды в некоторых случаях вело к значительному химическому изменению самого пеплового материала, его «подводному выветриванию» и к превращению в глинистые породы своеобразного минералогического состава (бентониты); по данным К. Гуммеля, при этом может идти образование и других железистых алюмосиликатов типа лептохлоритов. Все эти изменения с наибольшей силой шли, конечно, в наиболее тонкозернистых пеплах («пепловых глинах») и постепенно приостанавливались с погрубением их. По периферии пепловых конусов и среди самих пеплов кое-где обитала донная морская фауна, а местами и флора, которые засыпались при последующем извержении, и, таким образом, в пеплах сохранялись органические остатки. При длительных перерывах вулканической деятельности на поверхности лав и пеплов отлагались более или менее мощные пласты нормальных морских пород — песков, глин, известняков, которые при новых извержениях перекрывались пачками пеплово-лавового материала и теперь придают эффузивному комплексу макрослоистость и сложный состав. Подобно многим современным вулканическим островам, подводные вулканы прошлого в теплых тропических зонах моря становились местом образования коралловых рифов, которые в виде крупных линз, значительных по мощности, но коротких по простиранию, часто встречаются среди эффузивных толщ; содержащаяся в них фауна служит основанием для их стратиграфического расчленения.

Наблюдения последних 10—15 лет показывают, однако, что в областях подводного вулканизма дело отнюдь не ограничивалось только накоплением пирокластических толщ; здесь разыгрывался и ряд других геохимических процессов, давших своеобразные породы, ассоциирующиеся пространственно с пирокластами. В число этих пород прежде всего входят разнообразные кремнистые образования: кремнистые сланцы и яшмы. Яшмы представляют собой породы, главную составную часть которых, до 90—95%, образует тонкозернистый (иногда почти аморфный) кремнезем (SiO2); в качестве примесей фигурирует глинистый и туфовый материал; порой обильны окислы железа и марганца, придающие яшмам красивую расцветку (кирпичную, зеленую, желтую, пятнистую); некоторые разности яшм полосчаты и тонко-слоисты.

Макроскопические остатки фауны в яшмах отсутствуют, но микроскопические часты и иногда обильны, но однообразны и образованы почти исключительно радиоляриями.

При обогащении яшм глинистым или туфовым материалом, они переходят в кремнистые сланцы или окремнелые туфы.

Как указывалось, яшмы и кремнистые сланцы обычно тесно ассоциируются с эффузивными морскими отложениями, образуя среди них прослои, часто венчая толщи эффузивов или располагаясь на их продолжении, т. е. фациально их замещая. Но наряду с этим встречаются и пачки кремнистых пород, как бы независимые от эффузивных свит, не связанные с ними пространственно и внешне (географически) изолированные от них. Это, впрочем, еще не доказывает их действительной независимости от деятельности подводных очагов вулканизма.

Учитывая обычно явное тяготение кремнистояшмовых толщ к эффузивам, уже давно многие геологи (Л. С. Либрович, В. П. Нехорошее, Я. С Эдельштейн) пришли к заключению, что яшмы каким-то образом связаны с деятельностью подводных вулканических очагов. При этом намечены две возможные формы связи. Пепловый материал, особенно тонкозернистый, попадая в воду, разлагается; при этом часть освобождающейся SiO2 переходит в раствор в виде золя и мигрирует с морскими течениями на некоторое, в разных случаях различное, расстояние, после чего коагулирует, выпадает и образует на дне скопления кремневого геля; последний позже уплотняется, дегидратизируется и дает яшмы или кремнистые сланцы. В районах переноса и осаждения SiO2 обыльно развивается кремневый радиоляриевый планктон, скелеты которого и принимают участие в составе яшм, но отнюдь не служат основной причиной их накопления, как думали раньше; яшмы — это не биолиты (по терминологии Я. В. Самойлова), а хемолиты. Так как под-водвое выветривание, по предложению Гуммеля (1921 г), именуется часто гальмиролизом, то изложенная концепция может быть названа схемой галъмиролитического генезиса яшм. По другой схеме — гидротермальной — кремнекислота поступает в морскую воду непосредственно путем высачивания на дне моря горячих источников, гейзеров, содержащих в растворе, наряду с другими веществами, также и SiO2. Решить на конкретном материале, каким именно способом доставлялась SiO2 в морскую воду, обычно не удается, почему обе изложенные схемы до сих пор существуют как две потенциальные возможности. Наличие яшм, не связанных пространственно с эффузивными комплексами, указывает, как будто, на то, что яшмы могли возникать и независимо от подводного вулканизма. Однако, это было, по-видимому, не всегда. Дело в том, что по опытам Мура и Мейнарда (1929 г.), SiO2 в морской воде отличается значительной устойчивостью, и потому его осаждение и образование яшм могло идти,— по крайней мере в некоторых случаях,— на большом расстоянии от вулканического очага, что и создает теперь видимость независимости яшм от подводного вулканизма.

Кроме накопления SiO2, вблизи очагов подводного вулканизма идет, невидимому, аккумуляция еще ряда других соединений, в том числе Fe, Мп и, возможно, алюминия (в виде бокситов). Мы уже отмечали, что некоторые яшмы обогащены Fe и Мп, придающими им своеобразную расцветку. Естественно думать, что эти два элемента в яшмах имеют тот же источник и генезис, что и основная масса породы (SiO2). Но существуют и гораздо более значительные рудные накопления Fe и Мn, повидимому, того же самого происхождения. Классическим примером их являются гематиты Средней Германии (мульды Диль и Лан в Рейнских сланцевых горах), стратиграфически и территориально связанные с диабазовыми и шальштейновыми толщами D1 — D2. Сюда же, возможно, должны быть отнесены пиритовые скопления Рио-Тинто в Испании, месторождения Раммельсберг и Мегген в Германии и пиритовые руды Трондьемской мульды в Скандинавских горах. Рудные тела этой своеобразной группы располагаются либо внутри эффузивных формаций, либо по периферии их (у верхней границы, горизонтального окончания и т. д. ), либо даже за пределами собственно эффузивных комплексов, «о ближайшем соседстве с ними. Морфологически рудные скопления представляют собой линзы, продольные размеры которых измеряются сотнями, иногда тысячами метров, мощность же — десятками метров, иногда свыше 100 м, от­чего линзы оказываются сильно раздутыми, утолщенными в средних частях. Линзы часто явственно слоисты и иногда содержат фауну брахиопод, кораллов, гониатитов. По составу рудные тела сложены то окисными формами железа (гематит), то сульфидами (пирит), при чем в последнем случае характерен очень сложный химический состав руд, в котором, кроме Fe, крупную роль играют сульфиды Сu, Pb, Zn, Ag и др.

Разъяснение генезиса очерченных месторождений представляет большие трудности, ибо в них слиты и причудливо переплетены признаки типично осадочного и гидротермального происхождения. Естественно, что мнения исследователей уже давно разделились. Среди разных суждений была высказана гипотеза о сингенетическом осадочно-эффузивном происхождении названных руд, что для некоторых месторождений, как, например, германские гематиты Диля и Лана, является сейчас общепризнанным. Своеобразие данного фациального типа состоит в том, что рудообразование связано с подводной эффузивной деятельностью и происходит за счет железистых растворов, выделяемых из вулканических очагов в послевулканическую их стадию. Аналогичные образования имеются и среди марганцовых месторождений, причем распространены здесь, возможно, даже шире, чем среди железорудных. Таковы, вероятно, месторождение Мазульское (Красноярский край), многочисленные линзовидные месторождения среди яшмовых толщ нижнего и среднего девона Урала, карбонатные накопления в C1 Германии и Испании, в юрских радиоляритовых толщах Альп и т. д. Теоретически говоря, такого рода эффузивно-осадочные образования мыслимы и среди бокситов, но с достоверностью пока не установлены. В этом направлении Н. А. Штрейс и А. В. Пейве пытаются сейчас истолковать генезис девонских бокситов Северного Урала, но пока это представляет лишь интересную, но не до конца аргументированную, гипотезу.

Мы остановились на разборе осадочно-эффузивных процессов потому, что обычно при анализе фаций ископаемых морей эти процессы обходятся молчанием. Между тем совершенно очевидно, что эффузивно-осадочные комплексы прошлого — это документы весьма своеобразной, далеко не обычной обстановки на определенных участках морей геологического прошлого, и в качестве таковых они требуют самостоятельной расшифровки. Хотя, благодаря усилиям ряда петрографов и геологов, мы и достигли сознания своеобразности этой обстановки, однако круг процессов, ей свойственных, еще далеко не раскрыт. Между тем с палеогеографической точки зрения эффузивно-осадочные комплексы исключительно интересны и важны, ибо представляют собой (как увидим ниже) образования, свойственные лишь определенным тектоническим единицам земной коры (геосинклиналям) и появляются в них лишь в определенные моменты их жизни (в эпохи прогибаний). Поэтому локализация эффузивно-осадочных комплексов в древние эпохи была отчетливо закономерна.