Литология и полезные ископаемые, 2020, № 6, стр. 569-580

Обстановки осадконакопления во время последней в среднем миоцене трансгрессии в Восточном Паратетисе (Куринский прогиб, Восточная Грузия)

Ю. В. Ростовцева ab*

a Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В. Ломоносова
119991 Москва, Ленинские горы, 1, Россия

b Геофизический центр РАН
119296 Москва, ул. Молодежная, 3, Россия

* E-mail: rostovtseva@list.ru

Поступила в редакцию 12.02.2020
После доработки 16.04.2020
Принята к публикации 17.06.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Рассматриваются вещественный состав и обстановки осадконакопления конкских отложений Восточной Грузии (Куринский прогиб, Восточный Паратетис), являющихся возрастными аналогами пород косовия (13.65–12.829 млн лет) Центрального Паратетиса и соответствующих времени развития последней в среднем миоцене морской трансгрессии в Паратетисе. Для изученных отложений в качестве основных источников сноса терригенного материала определены комплексы вулканитов юры и мела восточных частей Аджаро-Триалетской и Артвинско-Болнисской зон Малого Кавказа. Выделяются восемь основных фациальных типов осадков, характеризующих обстановки осадконакопления с волновым или подводно-флювиальным режимами седиментации, смена которых контролировалась фазами притока морских вод в бассейн, а также проградацией и латеральной миграцией авандельты. Смена обстановок осадконакопления совпадает с последовательностью стратиграфических слоев конкского региояруса и отражает основные этапы развития последней в среднем миоцене морской трансгрессии в Восточном Паратетисе.

Ключевые слова: обстановки осадконакопления, конкский региоярус, средний миоцен, Восточный Паратетис.

Резкие изменения обстановок седиментации в Восточном Паратетисе происходили как при его изоляции от открытых морских вод, так и при развитии широкомасштабных трансгрессий, обеспечивавших восстановление связи водоемов Паратетиса со Средиземноморским бассейном и Мировым океаном. Всестороннее изучение отложений трансгрессивных этапов представляется важным, так как позволяет проводить межрегиональные сопоставления и синхронизировать событийность осадконакопления. В Центральном Паратетисе последней крупной морской трансгрессией в среднем миоцене стало позднебаденское поступление морских вод, происходившее в косовии (13.65–12.829 млн лет [Hohenegger et al., 2012, 2014]) и обусловившее завершение Баденского кризиса солености. Этому событию в Восточном Паратетисе соответствует развитие конкской трансгрессии [Hilgen et al., 2012], обеспечившей возникновение условий для обитания морских сообществ, которые сменили обстановки караганского бассейна с неустойчивой соленостью вод и эндемичной фауной моллюсков. Отложения косовия и конкского региояруса перекрываются сарматскими толщами, накопившимися в обширном бассейне, который простирался от Альп до Аральского моря и имел лишь эпизодическую связь с открытыми морскими водами.

Несмотря на длительность изучения конкских отложений среднего миоцена Восточного Паратетиса, вопросы, связанные с их стратиграфическим расчленением, до сих пор остаются дискуссионными. Согласно Л.А. Невесской с соавторами [Невесская и др., 2004], конкский региоярус подразделяется на сартаганские и веселянские слои. Сартаганские слои охарактеризованы богатым комплексом полигалинных моллюсков, сменяющие их выше веселянские слои отличаются присутствием эвригалинной морской фауны. По мнению целого ряда ученых [Мерклин, 1953; Po-pov et al., 2016; Palcu et al., 2017], к конскому региоярусу также следует относить картвельские слои, которые часть исследователей рассматривает в составе карагана [Невесская и др., 2004] или предлагает выделять в отдельный регияорус [Жгенти, 1976; Ильина, 2000; Жгенти, Майсурадзе, 2016]. Считается, что по этим выделенным слоям хорошо прослеживаются основные этапы развития конкской морской трансгрессии. Однако существуют представление, что установленные подразделения конкского региояруса являются лишь фациальными типами отложений и не имеют последовательного стратиграфического положения [Белокрыс, 1987; Vernyhorova, 2017]. В связи с этим изучение фациального строения конкских отложений с реконструкцией обстановок седиментации имеет важное значение, так как способствует выяснению особенностей развития конкской трансгрессии в Восточном Паратетисе. Для решения этой задачи изучение мелководно-морских толщ конкского возраста, отличающихся обилием фауны моллюсков и разнообразием обстановок седиментации, является более предпочтительным по сравнению с их одновозрастными глубоководными разностями, характеризующимися монотонным строением и меньшим количеством малакофауны.

В ходе данного исследования впервые проведен детальный литолого-фациальный анализ мелководно-морских конкских отложений, вскрывающихся вблизи села Уджарма Сагареджийского района Кахетии Восточной Грузии (Куринский межгорный прогиб) и характеризующихся стратиграфической полнотой разреза, хорошей обнаженностью и достаточной мощностью. Полученные результаты также являются необходимыми для последующего выполнения полноценных циклостратиграфических исследований, учитывающих смену режимов седиментации [Rostovtseva et al., 2019].

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Конкские отложения вблизи села Уджарма, расположенного в Восточной Грузии (Кахетия), ранее изучались М.М. Грачевским [1954], О.И. Джанелидзе [1961, 1970], В.А. Крашенинниковым [2003], Е.М. Жгенти, Л.С. Майсурадзе [2016] и др. В результате этих исследований были получены данные о стратиграфическом расчленении толщ, видовом составе фаунистических комплексов (фораминифер, моллюсков, остракод и др.), а также выявлены общие литологические особенности этих отложений. Установлено, что толщи представлены породами картвельских (фоладовых), сартаганских и веселянских слоев, сменяющимися выше нижнесарматскими отложениями [Джанелидзе, 1970; Крашенинников и др., 2003]. В рассматриваемых отложениях конкского возраста присутствует разнообразная фауна моллюсков Anadara turonica, Turritella atamanica, Mactra basteroti, Ervilia trigonula, Chlamys sartaganicus, Cardium sp. и др. [Джанелидзе, 1970].

Конкские отложения вблизи села Уджарма были исследованы в новом обнажении, возникшем совсем недавно (41°77′62.24″ N, 45°14′95.65″ E) (рис. 1). Этот разрез характеризуется полнотой стратиграфических подразделений конкского региояруса, хорошей обнаженностью, достаточной мощностью и ранее не изучался. Вскрывающиеся в этом обнажении осадочные толщи сложены глинами, в которых встречаются как отдельные песчаные прослои, так и интервалы с частым чередованием глинистых и песчаных пород. В основании конкских отложений выделяются единичные прослои гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Общая мощность толщ конкского региояруса и низов сарматского региояруса в изученном разрезе составляет 93–97 м.

Рис. 1.

Расположение изученного разреза и послойное строение конкских и сарматских отложений. Расположение разреза Уджарма (УР) в пределах Грузии (а) и на местности (б), в – панорама и строение разреза.

По определениям К.П. Коиава видового состава фораминифер породы Слоев 2–6, содержащие Borelis melo (Fichtel & Moll), отнесены к сартаганским слоям. Отложения Слоев 11–18 с Varidentella reussi sartaganica (Krash.) и обилием представителей рода Ammonia (Ammonia beccarii (Linnaeus) и др.) конкского возраста, вероятно, соответствуют веселянским слоям. Породы Слоев 19–24 по присутствию в них Varidentella reussi reussi (Bogd) отнесены к нижнему сармату.

В настоящей работе за основу принята региональная стратиграфическая шкала неогеновых отложений южных регионов Европейской части России в последней редакции [Невесская и др., 2004], в которой конкский региоярус выделяется в объеме сартаганских и веселянских слоев.

В ходе исследования был проведен детальный литолого-фациальный анализ отложений с составлением послойного описания разреза, изучением структурных и текстурных особенностей, а также вещественного и компонентного состава пород в шлифах, с расшифровкой генетических признаков осадков.

Глинистые породы в 28 пробах, отобранных для характеристики выделенных в разрезе слоев, были изучены рентгеноструктурным методом в ориентированных препаратах (фракция < 0.001 мм, реже < 0.1 мм) в воздушно-сухом состоянии, прокаленных до 550°С и насыщенных этиленгликолем. Все пробы также анализировались в порошках по методу Дебая. Количественное соотношение глинистых минералов в исследованных препаратах определялось по методу П. Бискае [Biscaye, 1965]. Рассчитанные этим методом относительные доли (в %) компонентов в составе установленной ассоциации являются приблизительной оценкой абсолютных концентраций глинистых минералов в изученных пробах. Эти данные приводятся в работе (учитывая значительное количество измерений, частоту и регулярность отбора) для выявления общих тенденций изменения содержания отдельно взятых минеральных разновидностей.

Рентгеноструктурный анализ выполнен на кафедре нефтегазовой седиментологии и морской геологии МГУ им. М.В. Ломоносова с использованием дифрактометра MiniFlex 600 (аналитик В.Л. Косоруков).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ИЗУЧАЕМЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

В изучаемых отложениях преобладают глины. Обломочные породы развиты достаточно широко, но имеют подчиненное значение. Карбонатные породы представлены единичными тонкими прослоями мелкожелвачковых известковых микробиальных образований, выявленными только на одном уровне в разрезе. Выделяются также отдельные прослои пород с признаками вторичной карбонатизации.

Глинистые породы

Глины по особенностям вещественного и компонентного состава, а также текстурным признакам подразделяются на три основных литологических типа: (1) глины карбонатные (СаСО3 от 15 до 27%), с редкими тонкими линзовидными скоплениями песчано-алевритовой обломочной примеси; (2) глины с разной степенью карбонатности (СаСО3 от 0 до 30%), с частыми тонкими (мм) линзовидными прослоями песчано-алевритового и алеврито-песчаного материала, местами с примесью углефицированных растительных остатков, сапропелевого вещества; (3) глины с разной степенью карбонатности, алеврито-песчаные, с беспорядочным расположением обломочных компонентов.

Глины первого литотипа присутствуют в нижней части изученных отложений, слагая интервал разреза мощностью около 6–7 м. Глины второго литотипа являются наиболее широко распространенными. Глины третьего литотипа встречаются эпизодически в виде отдельных прослоев.

В тонкодисперсной фракции глин рентгеноструктурным анализом установлено наличие смектита (монтмориллонита), иллита, хлорита, каолинита и смешанослойных образований. Среди глинистых минералов преобладает смектит (54–86%, в среднем 69%), в меньших количествах присутствуют иллит (5–33%, в среднем 17%), хлорит (3–15%, в среднем 6%) и каолинит (3–11%, в среднем 6%) (табл. 1). Смешанослойные минералы, представленные образованиями типа слюда‒смектит, развиты эпизодически и установлены только в двух пробах (4 и 8%). Глинистые отложения характеризуются довольно однотипным составом породообразующих компонентов, что свидетельствует об однообразии поступающего терригенного материала в бассейн в рассматриваемый период времени и единообразии действия вторичных процессов (рис. 2).

Таблица 1.  

Минеральный состав изученных конкских и сарматских глинистых пород

Номер пробы Содержание глинистых и карбонатных минералов, %
s i m с k с + k СаСО3*
18-01 69 14 10 7 17 19
18-06 62 20 10 8 18 18
18-08 71 15 8 6 14 19
18-11 58 25 8 3 6 9 27
18-14 72 15 4 9 13 27
18-15 61 32 3 2 5 14
18-17 64 21 4 11 15 24
18-18 81 9 5 5 10 8
18-19 80 11 4 5 9 6
18-20 69 14 10 7 17 17
18-23 59 31 3 7 10 23
18-24 77 15 5 3 8 17
18-27 86 5 4 5 9 19
18-28 62 20 9 8 17 17
18-29 68 15 4 7 6 13 30
18-30 67 15 10 8 18 17
18-31 64 20 9 7 16 8
18-32 78 15 4 3 7 22
18-35 78 8 7 7 14 4
18-39 67 20 6 7 13 4
18-42 71 11 8 10 18 4
18-43 58 18 15 9 24
18-44 74 16 6 4 10 20
18-47 54 33 6 8 14 24
18-49 72 15 5 8 13 18
18-53 76 10 6 8 14 1
18-55 78 13 4 5 9 9
18-56 66 21 6 7 13 23

Примечание. Глинистые минералы в тонкодисперсной фракции глин: s – смектит (монтмориллонит), i – иллит, m – смешанослойные образования, c – хлорит, k – каолинит, с + k – сумма содержаний хлорита и каолинита; * ‒ содержание СаСО3 в валовой пробе; прочерк – не обнаружено; пробы с 18-01 по 18-15 из слоев 1-7, с 18-17 по 18-49 из слоев 8-18, с 18-53 по 18-56 из слоев 20-23.

Рис. 2.

Вещественный состав конкских и сарматских отложений (а – глин, б – песчаников (классификация по [Шутов, 1967])). 1 – образцы из слоев 1–7; 2 – образцы из слоев 8–18; 3 – образцы из слоев 19–24. См + сс – сумма содержания смектита (монтмориллонита) и смешанослойных образований, Кт + Хл – сумма содержания каолинита и хлорита.

Обломочные породы

Обломочные породы представлены в основном песчаными образованиями. Крупнообломочные породы присутствуют в самой нижней части разреза. Алевритовый материал встречается преимущественно в виде примеси в глинистых, а также в песчаных и гравийно-галечных породах.

Крупнообломочные породы представлены конгломератами средне-мелкогалечными и гравелитами. Конгломераты слагают два отдельных прослоя, которые выше сменяются гравелитами или песчаниками.

Среди песчаников выделяются следующие основные литологические типы: 1) разнозернистые с обломками размерностью от 0.1 до 1.5 мм и кальцитовым цементом; 2) мелко-среднезернистые, средне-мелкозернистые, мелкозернистые и тонко-мелкозернистые с кальцитовым цементом; 3) средне-мелкозернистые и тонко-мелкозернистые с глинистым цементом. Песчаники с обломками от тонкой до среднезернистой псаммитовой размерности с кальцитовым цементом встречаются в разных частях разреза. Обломочные зерна в основном угловатые и слабоокатанные, что свидетельствует об отсутствии многократного их переотложения, а также о близости расположения источников сноса. Песчаники отличаются средней и хорошей отсортированностью. Встречаются песчаники с однородной текстурой, а также с волнистой и косоволнистой слоистостью, характерной для волновых и подводно-флювиальных накоплений. В прослоях обломочных пород могут присутствовать органогенные остатки, местами образующие заметные скопления (рис. 3а–г, з).

Рис. 3.

Микрофотографии конкских отложений. а – микрожелвачки багряных водорослей (слой 2); б – микрожелвачки багряных водорослей и фораминифер (слой 4); в, г – раковина фораминиферы Borelis melo (Fichtel & Moll) в песчанике (слой 6); д, е – обломки вулканитов в песчанике (слой 2 и слой 17, соответственно); ж – обломок кремневой породы с реликтами остатков радиолярий (слой 17); з – раковина фораминиферы в песчанике (слой 17). а–г, ж, з – при одном николе; д, е – в скрещенных николях.

По вещественному составу песчаники соответствуют полевошпатовым и кварц-полевошпатовым грауваккам, в которых соотношение основных компонентов не изменяется значительно по разрезу (см. рис. 2). Содержание литокластов составляет от 36 до 64% (в среднем 50%), полевых шпатов – от 26 до 49% (в среднем 36%), кварца – от 6 до 20% (в среднем 13%). Среди литокластов чаще всего встречаются обломки вулканитов, в разной степени измененные вторичными процессами, реже присутствуют литокласты кварцитов, кремневых и глинистых пород, а также гранитоидов (см. рис. 3д–ж).

Полевые шпаты представлены плагиоклазами в основном кислого и среднего состава, а также КПШ. Присутствуют отдельные зерна глауконита.

РЕЗУЛЬТАТЫ ФАЦИАЛЬНОГО АНАЛИЗА

По генетическим признакам и парагенезу литологических типов пород в изученных толщах выделяются восемь основных фациальных типов осадков, характеризующих обстановки осадконакопления с волновым или подводно-флювиальным режимами седиментации (табл. 2). В обстановках с преобладанием действия волновых процессов осадки накапливались на участках прибрежного мелководья с различной подвижностью вод, зависящей от этапов развития трансгрессии (фации OF2, OF1, IB, BR, BC). При проградации подводных речных выносов, в рассматриваемой части бассейна возникали условия, обусловившие формирование осадков краевых частей авандельты (фации PR1, PR2 и DF).

Таблица 2.  

Фациальные типы осадков изученных конкских и сарматских отложений

Фации отложений/типы осадков Индекс
Прибрежное мелководье с волновым режимом седиментации
Участки с низкой подвижностью вод/алеврито-глинистые и песчаные осадки OF2
Участки со средней подвижностью вод/песчано-алеврито-глинистые осадки OF1
Участки со средней и высокой подвижностью вод Краевые части песчаных покровов/алеврито-песчано-глинистые осадки IB
Центральные части песчаных покровов/песчаные осадки BR
Трансгрессивные слои размыва/песчано-гравийно-галечные осадки ЕC
Прибрежное мелководье с подводно-флювиальным режимом седиментации (авандельты)
Нижняя часть продельты/алеврито-песчано-глинистые осадки PR2
Верхняя часть продельты/алеврито-песчано-глинистые и песчаные осадки PR1
Краевая часть фронта дельты/глинисто-песчаные осадки DF

Отложения прибрежного мелководья с преобладанием волнового режима седиментации

Осадки участков прибрежного мелководья с низкой подвижностью вод (OF2) представлены глинами известковистыми и известковыми (CaCO3 до 27%), тонкослоистыми, с линзовидными (миллиметровыми) скоплениями алевритовой обломочной примеси. В глинах присутствуют отдельные тонкие (4–12 см) линзовидные прослои тонко-мелкозернистых песчаников с кальцитовым цементом. В песчаниках встречаются крупные раковины фораминифер (Borelis melo (Fichtel & Moll) и др.), гастропод, обломки раковин и багряных водорослей.

Отложения фации установлены в нижней части разреза и слагают интервал около 5–7 м (Слои 5–7).

Осадки участков прибрежного мелководья со средней подвижностью вод (OF1) сложены глинами известковистыми (CaCO3 до 19%), тонкослоистыми, с миллиметровыми прослоями и линзовидными скоплениями песчано-алевритовой примеси (обломки размерностью до 0.1 мм), с единичными раковинами двустворчатых моллюсков, локальным ожелезнением.

Отложения этого типа выделяются в основании разреза, слагая его незначительную часть (Слой 1).

Осадки участков прибрежного мелководья со средней и высокой подвижностью вод и краевых частей песчаных покровов (IB) представлены глинами слабо известковистыми и известковистыми (CaCO3 до 24%), которые в нижней части песчаные (0.6 м), выше – тонкослоистые, с частыми миллиметровыми прослоями и линзовидными скоплениями алевритового и песчаного материала (обломки размерностью до 0.25 мм), с мелкими обломками костей рыб, отдельными малорослыми раковинами фораминифер; с интервалами интенсивного ожелезнения. В верхней части этих глин присутствуют линзовидные прослои (до 18 см) песчаников средне-мелкозернистых (обломки размерностью 0.1–0.4 мм, в основном 0.1–0.25 мм), со средней сортировкой, с кальцитовым цементом. Наряду с песчаниками здесь встречаются горизонты известковых микробиальных желвачковых образований, имеющих размер до 5–8 см (Слой 9).

Отложения фации выделяются в нижней части изучаемых толщ и слагают интервал разреза мощностью около 10–11 м (Слои 8–9).

Осадки участков прибрежного мелководья с высокой подвижностью вод и центральных частей песчаных покровов (BR) сложены песчаниками мелко-среднезернистыми и мелкозернистыми, сортированными, с кальцитовым цементом; местами с обилием разнообразных органогенных остатков (гастропод, двустворчатых моллюсков, мелкорослых раковин фораминифер, биокластов).

Отложения встречаются в нижней и верхней частях изучаемой толщи, где образуют прослои толщиной до 1.2–1.5 м, выделяющиеся в разрезе в виде бронирующих горизонтов (Слои 10 и 17).

Осадки трансгрессивных слоев размыва (ЕС) представлены песчано-гравийно-галечными и гравийно-песчаными накоплениями. Среди песчано-гравийно-галечных отложений выделяются два прослоя (0.1 и 0.3 м) конгломератов средне-мелкогалечных (с галькой до 15 см и мельче), включающих уплощенные обломки, продольно ориентированные и расположенные с пологим наклоном по отношению к поверхности напластования. Прослои конгломератов, характеризующиеся эрозионной нижней границей и подошвенными знаками нагрузки (sole marks), выше перекрываются тонкими (0.2 м) слоями гравелитов или песчаников. Гравийно-песчаные отложения представлены прослоем (0.9 м) песчаника мелко-среднезернистого (обломки размерностью от 0.1 до 0.5 мм, в основном 0.2–0.4 мм), отличающимся средней сортировкой и содержащим в основании глинистые окатыши и гравийные включения. Рассматриваемые породы (конгломераты, гравелиты и песчаники) сцементированы кальцитом и содержат крупные раковины фораминифер, гастропод, различные биокласты, а также включения биоценотических желвачков, состоящих из остатков багряных водорослей и фораминифер.

Отложения этого типа, суммарной мощностью около 2.4 м, развиты в нижней части разреза (Слои 2 и 4).

Отложения прибрежного мелководья с преобладанием подводно-флювиального режима седиментации

Осадки нижних частей продельты (PR2) сложены глинами с разной степенью известковистости (CaCO3 до 30%, обычно менее 25%), тонкослоистыми, включающими тонкие (миллиметровые) прослои и линзовидными скопления алеврито-песчаного материала, сгруженного или рассеянного в глинистом матриксе (как это наблюдается в случае осаждения нефелоидной взвеси). Глины содержат нитевидные фрагменты органического вещества, часто пиритизированные, а также единичные малорослые раковины фораминифер.

Отложения широко развиты в изученных толщах и слагают интервалы разреза мощностью от 6 до 15 м (Слои 11, 16, 20, 24).

Осадки верхних частей продельты (PR1) представлены глинами темно-серыми, песчано-алевритистыми; обломки рассеяны в глинистом матриксе или сконцентрированы в виде миллиметровых прослоев. Для глин характерно обилие углефицированных растительных остатков, сконцентрированных на поверхностях напластования, и присутствие тонких (1–2 см) прослоев песчаников мелкозернистых, повторяющихся в разрезе через 0.3–0.9 м. Встречаются отдельные интервалы (мощностью 1.5–2.5 м) с более частым повторением в разрезе тонких песчано-алевритовых и песчаных прослоев. В отложениях проявлены текстуры сингенетических деформаций осадков в виде следов “подпруживания” и оползания тонких слойков, которые установлены при микроскопических наблюдениях.

Отложения слагают интервалы разреза мощностью от 7 до 10 м (Слои 12–14, 22–23) и находятся в тесной пространственной связи с другими фациальными типами авандельтовых накоплений.

Осадки краевых частей фронта дельты (DF) сложены ритмичным чередованием слоев песчаников мелкозернистых и интервалов переслаивания песчаного и глинистого материала. Песчаники серовато-зеленоватые, буроватые за счет вторичного ожелезнения, мелкозернистые (с обломками размерностью в основном 0.1–0.15 мм), с косоволнистой слоистостью, хорошо сортированные, с кальцитовым цементом; слои песчаников преимущественно линзовидные (ундулирующие), мощностью до 0.2 м. Интервалы переслаивания мощностью до 0.1–0.15 м состоят из песчаников средне- и тонко-мелкозернистых (обломки размерностью 0.05–0.25 мм) с глинистым заполнителем, “расслоенных” за счет присутствия многочисленных тонких, заметно более глинистых по составу слойков. Встречаются отдельные прослои песчаников с мелкой полого-косой сходящейся слоистостью, с падением косых серий в юго-западном направлении.

Отложения выделяются в средней и верхней частях разреза, где образуют интервалы мощностью 7.5 и 5 м (Слои 15, 19).

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Развитие крупной морской трансгрессии в начале конкского века (сартаганские слои) привело к формированию серии внутриформационных грубообломочных слоев в рассматриваемой части бассейна, что свидетельствует о быстром поступлении открытых вод в Восточный Паратетис в этот период времени (фация ЕС, рис. 4а, б). Разнообразие и видовой состав фаунистических остатков, встречающихся в отложениях нижней части разреза, указывают на восстановление нормальной морской солености вод (до 30–32‰, по [Мерклин, 1953]). По наклону уплощенных галек в конгломератах и ориентации подошвенных знаков можно предполагать, что приток вод происходил с северо-восточной стороны акватории бассейна. В результате трансгрессии моря в этой части водоема условия прибрежного мелководья со средней подвижностью вод (фация OF1) сменились мелководной обстановкой с более спокойным гидродинамическим режимом. В это время происходило накопление преимущественно глинистых осадков, среди которых эпизодически могли формироваться мелкие тонко-мелкозернистые песчаные гряды с обилием остатков морских организмов (фораминиферы, багряные водоросли и др.) (фация OF2). Отложения откладывались глубже уровня воздействия обычных волн на донный осадок, но в области влияния штормовых процессов (на глубине до 40–50 м). В дальнейшем накопление этих отложений сменилось образованием волновых аккумулятивных тел – песчаных покровов, что свидетельствует о начавшемся обмелении бассейна (фации IB и BR, см. рис. 4). Формирование центральных частей песчаных покровов происходило при активном действии волнений на глубинах в среднем не более 20–30 м. Развитие в краевых частях песчаных покровов микробиальных карбонатных образований, фиксирующих, как правило, смену условий седиментации, при отсутствии остатков багряных водорослей, позволяет предполагать нестабильную соленость вод или ее понижение в это время. Песчаные покровы могли формироваться в результате переотложения осадков дистальных частей подводных речных выносов. Последовательное развитие отложений нижней и верхней частей продельты, а затем накопление осадков периферии фронта дельты, которое отмечается в средней части изученного разреза, свидетельствует о проградации авандельты и преобладающем действии в это время подводно-флювиальных процессов в рассматриваемой части бассейна (фации PR2, PR1, DF (см. рис. 4в, г, ж, з)). Осадки периферии фронта дельты формировались в пределах глубин волнового воздействия, что привело к образованию прослоев отмытых песчаных осадков среди хуже отсортированных песчаных накоплений с глинистым заполнителем. По ориентации косых серий в прослоях песчаников, можно предполагать, что в бассейн терригенный материал приносился подводными течениями с юго-западной стороны. При ослаблении действия подводно-флювиальных процессов, латеральной миграции речных выносов или притока вод во время кратковременных фаз трансгрессии, возникали условия для волновой переработки и переотложения авандельтовых осадков в виде песчаных аккумулятивных тел (покровов) (фация BR, см. рис. 4д, е) (рис. 5а). Развитие краевых подводно-дельтовых отложений продолжалось и в самом начале сарматского времени, на фоне проявившейся общей тенденции углубления и расширения бассейна [Koiava et al., 2012] (см. рис. 5б).

Рис. 4.

Фациальное строение изученных конкских и сарматских отложений. I – осадки трангрессивных слоев размыва (Слой 2): общий вид (a) и расположение гальки в конгломератах (б); II – осадки краевых частей фронта дельты (Слой 15): общий вид (в) и особенности чередования пород (г); III – осадки центральных частей песчаных покровов (Слой 17): общий вид (д) и скопления органогенных остатков (е); IV – осадки краевых частей фронта дельты (Слой 19): общий вид (ж) и типичная пологая косая слоистость в отдельных прослоях песчаников (з), линиями показаны границы серий. Расшифровка индексов фаций приведена в табл. 2.

Рис. 5.

Обстановки осадконакопления изученных конкских и сарматских отложений. а – модели мелководно-морских обстановок осадконакопления конкских отложений: при усилении влияния волновых процессов (Слои 8–10, 17) (а1), с преобладанием подводно-флювиальных процессов (Слои 11–16 и Слои 18–24) (а2), FWWB – нижняя глубина воздействия волн на донные осадки при спокойной погоде (штиле), MSWB – средняя глубина воздействия штормовых волн на донные осадки; б – обстановки осадконакопления в начале сармата в Куринском межгорном прогибе (по [Koiava et al., 2012], с упрощением): области суши (1), обстановки мелководья (2), переходные обстановки (3), относительно глубоководные обстановки (4), место расположения изученного разреза (5); в – Паратетис во время последней крупной морской трансгрессии среднего миоцена (по [Studencka et al., 1998]; с упрощением): области суши (1), мелководные обстановки (2), глубоководные обстановки (3), положение района работ (4).

В пределах Восточной Грузии конкский бассейн простирался узкой полосой, ограниченной с юго-запада и северо-востока участками суши [Popov et al., 2004] (см. рис. 5в). В осевой его части накапливались более глубоководные отложения, которые в краевых частях сменялись мелководными осадками. На юго-западе суша существовала в пределах структур складчатой системы Малого Кавказа, на северо-востоке – Большого Кавказа. По расположению изученного разреза относительно осевой части рассматриваемого бассейна, направлению сноса терригенного материала с юго-запада и по вещественному составу обломочных пород, можно предположить, что породные комплексы восточных частей Аджаро-Триалетской и Артвинско-Болнисской тектонических зон могли быть основными источниками сноса. Разнообразие обломков вулканитов, в целом преобладающих в составе песчаников, свидетельствует о том, что интенсивному размыву могли подвергаться вулканические комплексы юры и мела, протяженные выходы которых наблюдаются на поверхности, например, в Болнисской подзоне [Геология СССР, 1964; Гамкрелидзе, 2000].

В изученных отложениях разреза Уджарма установлена последовательная смена обстановок осадконакопления, соответствующая стратиграфическим подразделениям конкского региояруса и отражающая сначала максимальное развитие морской трансгрессии (сартаганские слои), а затем ее стабилизацию (веселянские слои).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проведенного исследования составлено детальное послойное описание и выявлены литологические особенности строения конкских отложений среднего миоцена Восточной Грузии (Куринский прогиб), вскрытых в разрезе Уджарма. По макро- и микроскопическим характеристикам отложений выделены основные литологические типы пород, представленные в основном разновидностями глин и обломочных образований.

Рентгеноструктурным анализом установлено, что в составе глинистых отложений присутствуют смектит (монтмориллонит), иллит, хлорит и каолинит. В единичных случаях выявлено присутствие смешанослойных образований. Изучение пород в шлифах показало, что по вещественному составу песчаники соответствуют полевошпатовым и кварц-полевошпатовым грауваккам, которые характеризуются преобладанием среди литокластов различных разновидностей вулканитов. В изученных толщах, по генетическим признакам отложений и парагенезу основных литотипов пород, выделено восемь основных фациальных типов осадков, свойственных обстановкам осадконакопления с волновым и подводно-флювиальным режимами седиментации. Выяснено, что осадки накапливались сначала на фоне повышения уровня вод в бассейне и развития морской трансгрессии (сартаганские слои), в мелководных условиях в основном с относительно слабой подвижностью вод, а затем в обстановках формирования песчаных покровов и развития периферических частей авандельтовых отложений при поступлении терригенного материала преимущественно с юго-запада (веселянские слои). Вулканические комплексы восточных частей Аджаро-Триалетской и Артвинско-Болнисской тектонических зон могли быть основными источниками сноса терригенного материала.

В изученных отложениях разреза Уджарма последовательность стратиграфических слоев конкского региояруса совпадает со сменой обстановок осадконакопления, отражающей основные этапы развития морской трансгрессии.

Список литературы

  1. Белокрыс Л.С. О ведущем критерии регионального стратиграфического расчленения миоценовых отложений Черноморско-Каспийского бассейна // Стратиграфия кайнозоя Северного Причерноморья и Крыма // Сборник научных трудов. Днепропетровск, 1987. С. 7–20.

  2. Гамкрелидзе И.П. Вновь о тектоническом расчленении территории Грузии // Тр. ГИН АН Грузии. Нов. сер. 2000. Вып. 115. С. 204–208.

  3. Геология СССР. Грузинская ССР. Т. X / Под ред. П.Д. Гамкрелидзе. М.: Недра, 1964. 654 с.

  4. Грачевский М.М. К вопросу об условиях жизни и исторического развития фауны конкских пластов Восточной Грузии / Тр. Сектора Палеобиологии АН ГССР. 1954. Т. II. С. 89–135.

  5. Джанелидзе О.И. Расчленение конкского горизонта Грузии по фауне фораминифер / Тр. Института палеобиологии АН Грузии. 1961. Т. VI. С. 67–95.

  6. Джанелидзе О.И. Фораминиферы нижнего и среднего миоцена Грузии. Тбилиси: Мецниереба, 1970. 88 с.

  7. Жгенти Е.М. Лютецииды среднего миоцена, их эволюция и стратиграфическое значение. Тбилиси: Мецниереба, 1976. 177 с.

  8. Жгенти Е.М., Майсурадзе Л.С. Караганский, картвельский и конкский региоярусы Грузии: история развития моллюсков и фораминифер и их стратиграфическое значение. Тбилиси: Универсал, 2016. 91 с.

  9. Ильина Л.Б. О конкском региоярусе (средний миоцен) Восточного Паратетиса // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2000. Т. 8. № 4. С. 59–64.

  10. Крашенинников В.А., Басов И.А., Головина Л.А. Восточный Паратетис: тарханский и конкский региолярусы (стратиграфия, микропалеонтология, биономия, палеогеографические связи). М.: Научный мир, 2003. 193 с.

  11. Мерклин Р.Л. Этапы развития конкского бассейна в миоцене на Юге СССР // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1953. Т. 28. Вып. 3. С. 89–91.

  12. Невесская Л.А., Коваленко Е.И., Белуженко Е.В. и др. Объяснительная записка к унифицированной региональной стратиграфической схеме неогеновых отложений южных регионов европейской части России. М.: Палеонтологический институт РАН, 2004. 83 с.

  13. Шутов В.Д. Классификация песчаников // Литология и полез. ископаемые. 1967. № 5. С. 86–103.

  14. Biscaye P.E. Mineralogy and sedimentation of recent deep sea clay in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans // Geol. Soc. Am. Bull. 1965. V. 71. P. 803–831.

  15. Hilgen F.J., Lourens L.J., Van Dam J.A. The Neogene Period // The Geologic Time Scale / Eds R.M. Gradstein et al. Amsterdam: Elsevier, 2012. P. 923–978.

  16. Hohenegger J., Wagreich M. Time calibration of sedimentary sections based on insolation cycles using combined cross-correlation: dating the gone Badenian stratotype (Middle Miocene, Paratethys, Vienna Basin, Austria) as an example // Int. J. Earth Sci. (Geol Rundsch). 2012. V. 101. P. 339–349.

  17. Hohenegger J., Aoria S., Wagreich M. Timing of the Middle Miocene Badenian Stage of the Central Paratethys // Geol. Carpathica. 2014. V. 65. P. 55–66.

  18. Koiava K., Maissuradze L., Strasser A. et al. Palaeogeography of the Sarmatian of Eastern Georgia // Bull. Georg. Natl. Acad. Sci. 2012. V. 6. № 3. P. 91–98.

  19. Palcu D.V., Golovina L.A., Vernyhorova Y.V. et al. Middle Miocene paleoenvironmental crises in Central Eurasia caused by changes in marine gateway configuration // Global Planet. Change. 2017. V. 158. P. 57–71.

  20. Popov S.V., Rogl F., Rozanov A.Y. et al. Lithological-Paleogeographic maps of Paratethys. 10 maps. Late Eocene to Pliocene // Courer Forschungsinstitut Senckenberg. 2004. № 250. P. 1–46.

  21. Popov S.V., Rostovtseva Yu.V., Filippova N.Yu. et al. Paleontology and Stratigraphy of the Middle–Upper Miocene of the Taman Peninsula: Part 1. Description of Key Sections and Benthic Fossil Groups // Paleontological Journal. 2016. V. 50. P. 1039–1206.

  22. Rostovtseva Yu.V., Rybkina A.I., Sokolova A.Yu. The depositional setting of the Konkian sediments of the Taman Peninsula // Moscow University Geology Bulletin. 2019. V. 74. № 1. P. 50–55.

  23. Studencka B., Goncharova I.A., Popov S.V. The bivalve faunas as a basis for reconstruction of the Middle Miocene history of the Paratethys // Acta Geol. Pol. 1998. V. 48. № 3. P. 285–342.

  24. Vernyhorova Yu.V. Middle Miocene (Konkian of the Eastern Paratrthys) foraminifera assemblages from the Southern Ukraine // Neogene of Central and South-Eastern Europe. International Workshop 28‒31 May, Velika, Croatia. 2017. Poster. https://doi.org/10.13140/RG.2.2.34298.90560

Дополнительные материалы отсутствуют.