Карбонатные фации в геологической истории. Глава 8. Пермо-триасовые постройки и позднетриасовые рифы.

Пермский рифовый комплекс, окружающий Делавэрский прогиб в Западном Техасе и Нью-Мексико, и среднетриасовые (ладинские) доломиты Южных Альп представляют собой наиболее крупные в мире и наиболее изученные древние карбонатные постройки. Они тесно связаны как по возрасту, так и по составу органических остатков. Поразительно, однако, что до настоящего времени не решен вопрос их происхождения и последующих диагенетических изменений. В этой главе кратко рассматриваются и сравниваются превосходные модели этих карбонатных фаций, причем главное внимание уделяется осадконакоплению и диагенезу отложений.

ПЕРМСКИЙ РИФОВЫЙ КОМПЛЕКС

Почти совершенно спокойная равнина Западного Техаса и юго-восточной части Нью-Мексико скрывает породы позднепалеозойского возраста, которые образуют сложную структуру. Центральный бассейн платформы меридиональным горстом разделяется на две структурных депрессии: прогиб Мидленд на востоке и Делавэрский прогиб на западе. В пенсильванское время эти прогибы, теперь перекрытые молодыми слоями, были глубокими, эвксинными и безжизненными. В перми прогиб Мидленд медленно погружался и был быстро заполнен осадками; Делавэрский же прогиб опускался значительно быстрее, заполнялся лишь частично тонкозернистыми песчаниками и алевролитами и до самого конца перми оставался относительно глубоководным. Карбонатные фации почти полностью окружают этот прогиб, отделяя его от шельфовых пространств, на которых накапливались мелководные лагунные и эвапоритовые приливно-отливные фации. Общие черты фаций и структурных соотношений были известны начиная с 1930 г. и рассматривались Кингом [186, 187]. В книге Кинга «Геологическое развитие Северной Америки» [188] можно найти интересную главу, посвященную эволюции представлений о фациальных изменениях и положении рифов в комплексе пермских отложений на юго-западе США. Ллойд [216] высказал предположение, что изученные в Гваделупских горах обнажения ископаемых рифов, располагающихся на западной стороне прогиба, окаймляют весь, скрытый под более молодыми осадками Делавэрский прогиб. Идея Ллойда оказалась чрезвычайно важной для северной и восточной окраин прогиба, где он скрыт совершенно пологой равниной. На восточном краю Делавэрского прогиба, также как на западе Центрального Платформенного бассейна, была открыта нефтеносная структура, одна из крупнейших в мире. Наибольшее количество нефти продуцируют пермские слои [123, 155], которые залегают в непосредственной близости от карбонатной шельфовой окраины. Мы имеем здесь дело с редким случаем, когда погребенные слои могли быть изучены в обнажениях в тех же фациях на другой стороне того же прогиба.

Гваделупские горы, поднимаясь к западу от Пекос Ривер в Нью-Мексико, имеют коренные обнажения пермских рифов и образуют фронт Скалистых гор. Они представляют собой огромный треугольный блок, полого наклоненный к северу и ограниченный на западе крупным нормальным сбросом. Восточная сторона этого разлома отмечается эффектными утесами высотой в несколько сотен метров, в которых вскрывается вкрест простирания разрез с фациальными изменениями. Рельеф на восточной стороне блока Гваделупских гор отражает первоначальную поверхность осадконакопления, которая прекрасно обнажена, особенно на юге. Здесь можно прогуляться на склоне, крутизной 25° по дну древнего моря от глубокого прогиба к шельфу и с трудом подняться вверх по последующим слоям, мощность которых составляет по вертикали почти 700 м. Условия пустынного выветривания дают возможность прослеживать слои с помощью аэровизуальных геологических наблюдений  и   понять  главные   стратиграфические  соотношения.

Работа на обнажениях в Гваделупских горах П. Б. Кинга, Н. Д. Ньюэлла вместе с П. Хайсом и Р. Дж. Данхэмом стимулировалась тем, что знание соотношений этих слоев позволит им спроектировать фациальные модели отложений для условий противоположной необнаженной стороны прогиба. Очевидно, не существует лучшего примера сотрудничества между правительством и промышленными компаниями в развитии ресурсов, чем разведка Делавэрского прогиба на нефть и газ, соль, поташ, серу.

Тектонический контроль осадконакопленияобласти Делавэрского прогиба

Общие черты структуры были впервые описаны Кингом [185] и его иллюстрации публиковались много раз (рис. VIII-1, VIII-2). Форма Делавэрского прогиба контролируется простиранием плато Дьябло и Центральной платформой прогиба. Поднятие Педернал, северное продолжение плато Дьябло, протягивается к востоку, расширяясь и переходя в шельф, вдоль фланга которого окраинные шельфовые постройки прогрессивно развивались в сторону прогиба. Восточный и западный склоны прогиба выражены более резко, чем порог на северном шельфе. Здесь также происходило формирование регрессивных шельфовых окраин в Пенсильвании и перми, но на более значительном пространстве. Карта, отражающая конфигурацию позднепермской рифовой поверхности (рис. VIII-3), показывает, что открытая циркуляция вод скорее всего происходила через постепенно мелеющий северный шельф, а не через восточный или западный склоны прогиба. Некоторое ограничение циркуляции на северном шельфе создавали купола пелитоморфных известняков и биокластических обломков, которые могли отлагаться в качестве приливно-отливных баров, ориентированных меридионально вдоль порога. Выположенность северного края и некоторое различие в фациях, вероятно, определяются особенностями допермских тектонических структур, но разломов в фундаменте по границе северного края прогиба не известно.

Рис. VIII-1. Пермские структурные провинции в Западном Техасе и прилегающей части Нью-Мексико. Из работ Кинга [185 и 186], с разрешения Геологического общества  Америки  и  Американской   ассоциации  геологов-нефтяников

1 - обнажения пород серий Вульфкэмп, Леонард, Гваделупе, Оукоу (пермь); 2 - границы провинций пермского возраста;  3 -бассейны;  4 - деформированные довульфкэмпские породы

В Гваделупских горах, на западной окраине пермского Делавэрского прогиба отчетливо видна узкая зона накопления массивных карбонатов, располагающихся перед мощными передовыми слоями, наклоненными в прогиб под углом 30°. Вертикальный рельеф поверхности осадконакопления, который может быть прослежен по этим слоям в пределы прогиба, достигает в поздней перми почти 700 м. В большом Гваделупском каньоне также можно наблюдать окраину шельфа, постройки на которой выросли в сторону впадины на несколько километров. Некоторые стратиграфические структуры отчетливо окружают Делавэрский прогиб и скрыты сейчас под молодыми отложениями (рис. VIII-4). Погружение прогиба приводило к карбонатной аккреции на шельфах в течение пермского времени. Скорость погружения увеличивалась медленно, так что карбонатные шельфовые окраины были почти вертикальны. Обычно это характерно для истории развития карбонатных банок или платформ. За пределами окраины четко слоистые отложения шельфа развивались в эвапоритовых условиях. Региональные фациальные структуры (рис. VIII-5) представлены по Голли [123], Хиллсу [155] и Мейснеру [242].

Рис. VIII-2. Делавэрский бассейн и окружающие его участки пермских рифов, образующие шельфовую окраину на флангах пенсильванского поднятия

1-2 - известняковые   рифы   (1 - возраст   «Капитан»,   2 - более   древние,   чем   «Капитан»)

Последовательность фаций в Пермском Рифовом Комплексе

Несколько главных работ содержит детальное описание последовательных фациальных поясов на узкой шельфовой окраине [95, 187, 264]. Ти-рел [380] также детально описал фации самой верхней стратиграфической единицы, которая может быть прослежена через шельф в пределы прогиба. Несколько ранее Гискос [264] проследил и описал расположенные в тылу рифов слои - доломиты Иотес А. Дальнейшая детализация была сделана Эчером [l]. Стратиграфическая последовательность и номенклатура осадков показана на рис. VIII-6. Интерпретация фациальных поясов воспроизведена на рис. VIII-7. Фациальные пояса представлены более или менее стандартными и хорошо опознаваемыми единицами и, по данным наблюдений в обнажениях пермского рифового комплекса в Гваделупских горах, развивались согласно классической модели карбонатных фаций шельфовых окраин. Существуют и нерешенные проблемы, в частности, точное положение некоторых фаций на седиментационном первоначальном профиле. Недоступность (большая амплитуда рельефа) многих каньонов, а также массивный характер самих «рифов» сильно затрудняют детальное изучение разрезов и их опробование, необходимые для прослеживания типов пород и выявления фациальных переходов, несмотря на эффективную обнаженность гор. Следует отдать должное исследователям, которые выполнили часть этих тяжелых работ и создали, несмотря на трудности более или менее полную картину. Фациальные пояса обобщены в табл. VIII-1.

 

Рис. VIII-З. Структурная карта кровли самого верхнего слоя песчаников в формации Ятес. Карта не передает деталей структурного поднятия, но общая конфигурация в северном сегменте легко противопоставляется восточной и западным платформам, окружающим Делавэрский бассейн, юго-восток Нью-Мексико. Западный борт (Гваделупские горы) на несколько тысяч футов выше, чем восточный (Центральная впадина платформы) в результате проявления третичных поднятий. Изолинии на северном шельфе ограничивают многочисленные вытянутые положительные структуры - седиментационные купола (?). Сетка через 6 миль (10 км) в квадрате Тауншипс. Изолинии проведены через 100 футов. Из работы Мотса [252, рис. 4], с разрешения   Геологического  общества  Америки

 

ТАБЛИЦА  VIII-1

ФАЦИАЛЬНЫЕ ПОЯСА ПЕРМСКОГО РИФОВОГО КОМПЛЕКСА

 

Общепринятые названия фаций [242]

Название и № фациальных поясов по Уилсону

Микрофации по Тирелу [390] и Данхэму [95]

Бернал

 

Красные глины и алевролиты

Чок Блаф

9. Платформенные эвапориты

Эвапориты;    гипсы     (параллельно слоистые, волнисто слоистые, переслаивающиеся  с  тонкозернистыми песчаниками)  и доломитовые вакстоуны

Карлсбад

8. Фации с ограниченной циркуляцией   на   морской карбонатной платформе

Смешанные   условия   образования карбонатов; доломитовые вакстоуны с кальцисферами и остракодами, водорослевые строматолитовые микритовые известняки, неотсортированные   шельфовые   песчаники, пеллетоидальные         доломитовые грейнстоуны (многочисленные осадочно-диагенетические   структуры, связанные с действием морских и метеорных вод, например, окончатая   структура,   пизолиты,   вигвамы).

Карлсбад

6. Отсортированные   пески края платформы

Отсортированные   шельфовые  пески;    скелетные   литокластические доломитовые  грейнстоуны   с  оболочками  на  зернах,  фораминиферами,   дазикладациями,   ооидами, толстостенными    раковинами    гастропод, косослоистыми  известняковыми песчаниками (многочисленные          осадочно-диагенетические структуры, связанные с действием морских и метеорных вод)

Капитан

5. Органогенные рифы края платформы

Карбонаты края шельфа; литокластические   скелетные   грейнстоуны и вакстоуны; биокласты смешаны с известковистым илом или алевритом,   баундстоуны   с   многочисленным  сидячим  бентосом  и  корковыми   биотами.   Мшанки,   красные водоросли,  Tubiphytes, фораминиферы,     губки,     брахиоподы,. криноидеи    (многочисленные   осадочно-диагенетические структуры, связанные с действием морских и метеорных   вод,   например,   большие пустоты с друзами, обрушенные  слои,  крупные  жилы,  заполненные     грубыми     кальцитовыми друзами)

Капитан

4. Фации передового склона карбонатной платформы   (морские осыпи)

Карбонаты склона прогиба; брекчии или «рифовые осыпи»; нечеткие и выклинивающиеся слои с валунами и переотложенными окаменелостями. Тонкозернистые слои представлены литокластическими, скелетными частично доломитизированными вакстоунами

Делавэрские фации. Мощные языки известняков, переслаивающихся с тонкозернистыми    песчаниками  (несколько слоев валунников)

3. Глубокая окраина шельфа или край впадины «подножье склона»

Карбонаты окраины прогиба; темные, четко слоистые литокластические скелетные вакстоуны-пакстоуны, местами весьма тонкозернистые. Тонкие биокластические обломки включают фораминиферы и многочисленные фрагменты организмов, живших на склоне, почти все они переотложены. Известны брахиоподы, мшанки и криноидеи. Многочисленные осадочные текстуры включают линзы, оползни, глыбовые слои, образования каналов, гравитационные осыпи, карбонатные холмы и купола

Делавэрские фации. Тонкие карбонаты, переслаивающиеся  с  тонкозернистыми песчаниками

1. Впадина

Карбонаты прогиба; черные хорошо слоистые, пластинчатые, с микроградационной слоистостью, тонкозернистые известняковые вакстоуны - пакстоуны с глобулярными фораминиферами и радиоляриями, а также аммоноидеями

Делавэрские фации, черные глины с тонкозернистыми песчаниками

1. Впадина

Застойный прогиб, темные радиоактивные алевритовые глинистые сланцы с прослоями карбонатов, мощностью несколько сантиметров

В пермских слоях также наблюдаются различные осадочные текстуры, возникшие в процессе как осадконакопления, так и диагенеза (см. сравнение с триасом в этой главе). Эти слои прекрасно иллюстрируют фации осадконакопления, типичные для узкой шельфовой окраины (шириной менее 10 км) с крутым (25-30°) краем и большим вертикальным рельефом  (700 м). Такие краевые пояса    отделяют   широкие карбонатные платформы, или рампы, от глубоких прогибов. Применение подобной модели к другим карбонатным фациальным комплексам должно быть ограничено, поскольку: 1) осадки образовывались в резкоконтинентальном аридном климате с эвапоритами и испытывали сильные одновременные диагенетические преобразования и 2) периодически в течение пермского времени большие колебания уровня моря приводили к осушению платформ, их краев и большей части склонов прогибов.

Данхэм [95] выделяет и иллюстрирует следующие ключевые типы микрофаций.

1.Спикулевые, радиоляриевые слоистые карбонатно-алевритовые пакстоуны - темные плитчатые известняки. Впадина, 1-й фациальный пояс. 1 тип стандартных микрофаций [95, фиг. III-4-7].

2.Коричневые тонкозернистые биокластические пакстоуны из фаций нижней части склона, глубокая окраина шельфа. 3-й фациальный пояс; 2 тип стандартных микрофаций [95, фиг. III-3].

3.Лито- и биокластические пакстоуны среди грубообломочных осыпных брекчий; насыщены окаменелостями биот открытого моря; передовой склон карбонатной платформы. 4-й фациальный пояс; 4 тип стандартных микрофаций [95, фиг. III-8-13].

4.Типичные микритовые органогенные постройки с губками. 5-й фациальный пояс.7 тип микрофаций - бафлстоун [95, фиг. II-55].

5.Типичные микритовые органогенные постройки со строматолитовыми линейными пустотами и  прикрепляющимися  организмами   (Tubiphytes, губкоподобными).  5-й

фациальный пояс; 7 тип стандартных микрофаций - бандстоун   [96, фиг. 11-59] - табл. XXV В.

6.Типичные микритовые биокластические вакстоуны, ассоциирующие с пористыми баундстоуновыми органогенными постройками. 5-ый фациальный пояс; 9 тип стан дартных микрофаций [95, фиг. II-53, 54-60].

7.Известняковые грейнстоуны с оолитами и оболочками на зернах. 6-й фациальный пояс; 11 тип стандартных микрофаций [95, фиг. II-1-4].

8.Известняковые грейнстоуны с дазикладациями и крупными обломками гастропод. 6-ой фациальный пояс; 18 тип стандартных микрофаций [95, фиг. II-48, фиг. 1-3- 5].

9.Известняковые грейнстоуны, фузулиновые ракушняки. 6-ой фациальный пояс; особая разновидность 12 типа стандартных микрофаций  [05, фиг. II-49, фиг. 1-6].

 

10.Известняковые грейнстоуны - пизолиты, свидетельствующие о росте in situ, рассматривались как диагенетические фации   [95, фиг.  II-33-35] - табл.  XVB.

11.Микритовые известняки - мадстоуны и вакстоуны с пелоидами и остракодами, моллюсками и кальцисферами. 8-ой фациальный пояс; 19 тип стандартных микрофаций [95, фиг. 1-43, 65].

12.Микритовые известняки-мадстоуны и вакстоуны с хорошо развитыми оконча-тыми текстурами. 8-ой фациальный пояс; 19 тип стандартных микрофаций [95, фиг. 1-36] -табл. ХIIIА.

Происхождение Пермского Рифового Комплекса

Профиль через шельф. Каким же был первоначальный топографический профиль через шельф и его окраину? Представлял ли он собой рампоподобный шельфовый склон, устойчиво наклоненный к морю, с ограниченной циркуляцией, медленными течениями, отсутствием волновой активности на всем обширном пространстве его развития? Или барьерный островной комплекс располагался у внешнего края платформы, подвергался воздействию метеорных вод, обуславливавших диагенетические преобразования, и способствовал развитию широких шельфовых лагун? Обе эти интерпретации условия развития шельфа возможны, и как те, так и другие могли превалировать в различное время. Для выяснения количества и распределения лагунных, приливных и других условий в пределах фаций Чок Блаф необходимо детальное картирование. Более убедительным картированием, стратиграфическим контролем и использованием следов вадозного диагенеза могут быть намечены контуры древних барьерных островов в Гваделупских горах. Картированием распределения водорослевых строматолитов может быть установлено положение уровня моря. Согласно гипотезе краевых куполов Данхэма (см. рис. VIII-9), предполагается, что пояс этих строматолитов существовал в тылу рифа, на его лагунной стороне и отмечал внутреннюю береговую линию барьерных островов.

Рис. VIII-4. Меридиональный разрез по линии D-D' гваделупских (верхняя - средняя пермь) отложений вкрест простирания северного шельфа Делавэрского бассейна (округи Эдди и Ли, Нью-Мексико). Вертикальный масштаб в футах. Массивные карбонаты шельфовой окраины продвигаются в сторону бассейна на расстоянии 20 миль вкрест простирания шельфа. Из работы Силвер а [337, рис. 12], с разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников

1 - шельфовые эвапориты и карбонаты; 2 - обломочный материал в бассейне; 3 -карбонаты шельфовых окраин; 4 - карбонаты бассейна; 5 - обломочный материал шельфа; 6-9 - фузулинидный контроль (6 - поздний гваделупеан, 7 - средний гваделупеан, 8 - ранний гваделупеан, 9 -леонардиан). Цифры в кружках (слой): 1 - Ламар, 2 - Мак Комбас, 3-Радер, 4 - Пайнери, 5 - Хеглер, 6 - Манзанита

Что касается положения массивных известняков, рассматриваемых Ньюэллом и др. [264] как барьерный «органогенный риф» шельфовой окраины, то они подобны современным коралловым окраинам. На основании петрографического изучения [264] установлено большое количество микритовых известняков, тонкозернистых кластитов, глубоководных прикрепляющихся организмов, илоедов и почти полное отсутствие крупных рифостроящих биот (рис. VIII-8). Осадконакопление скорее всего происходило в нижней части склона и в условиях спокойных вод. Положение микритов остается неясным из-за трудности прослеживания границ слоев и отдельных осадочных тел и гигантских размеров обнажений. Начало решению этого вопроса было положено Смитом [240], который проследил органогенную структуру мшанок в нескольких плохо обнаженных каньонах и интерпретировал окраину шельфа в качестве экологического рифа. Три интерпретации профиля показаны Данхэмом на рис. VIII-9: это гипотезы: барьерного рифа, непрерывного склона и краевого купола. Автор считает (вслед за Данхэмом), что известковистые песчаники, занимающие наиболее высокое положение на профиле, являются фацией барьерных островов, а «рифовые» вакстоуны, богатые губками, Tueiphytes и вытянутыми пустотами («органогенные рифы» Ньюлла и др.),- осадки нижней части склона. Пермский Рифовый Комплекс при подобном рассмотрении может быть отнесен к шельфовой окраине первого типа, с накоплением илов, богатых организмами, ниже по склону (см. гл. XII и Уилсона [417]). Представление Данхэма о том, что осадки становятся консолидированными в результате ранней диагенетической цементации, а не благодаря связующей роли организмов, обсуждается ниже.

Проблемы колебания уровня моря. Силвер и Тодд [337], Мейснер [242] установили, что циклическое и нециклическое осадконакопление может приводить к резким изменениям пермских фаций от карбонатно-эвапоритовых шельфовых и окраинно-шельфовых до преобладания песчано-алевролитовых слоев во впадине. Работа Данхэма [95] посвящена ключевым фациям Гваделупских гор. Так, тонкие темные известняки прогиба могут быть прослежены на склоне шельфовой окраины через массивные валунные осыпи с вакстоунами, богатыми окаменелостями, что свидетельствует о прерывистости продуцирования извести и независимости от терригенной аккумуляции.

Тонкозернистые песчаники, составляющие основную массу осадков впадины, обычно не связаны постепенными переходами с карбонатами, а перекрывают их на склоне. Песчаники - продукты разрушения гранитов массива Педернал, расположенного севернее; эти песчаники минералогически тождественны широко распространенным шельфовым песчаникам, таким как Иотес и Квин, которые переслаиваются с лагунно-приливными осадками платформ. Они должны были переноситься через массивную карбонатную окантовку шельфовых окраин, лишенную песчаниковых слоев (рис. II-20 и 21). Они накапливались при морской регрессии и, возможно, переносились ветром и сбрасывались через край шельфа в прогиб при низком положении уровня моря. Перемещаясь через островной барьер, они частично заполняли пустоты в нем. Большая часть песчаников могла поступать в прогиб через широкий порог на его северном конце [252]. Однако в прогиб песчаники проникали по каналам в нижней части склона на относительно большой глубине.

Рис. VIII-5. Карта литофаций и изопахит отложений групп Артезиа и Делавэрсхих гор, а также их эквивалентов на юго-западе Соединенных Штатов. По Мейснеру [242, рис. 3], с разрешения Геологического общества Западного Техаса

I - группа Артезиа (показана фация Карлсбад): 1-5 - формации (1- Тенсилл, 2 - Иотес, 3 - Севен Ривен, 4 - Квин, 5 - Грейбург); II - группа Делавэр: 6-8 - формации (6-Бел Каньон, Шеррн Каньон, 8-Браши Каньон)

Данхэм [95] выдвинул аргументы в пользу больших опусканий уровня моря и длительного пребывания над уровнем моря шельфа и склона:

1.Широкое распространение структур, свидетельствующих о вадозном диагенезе (пизолиты, вигвамы, гигантские полигональные текстуры, жилы с друзами, окончатые структуры, каличеподобная оторочка пустот), в результате сводовых поднятий шельфа, органогенных его рифов, гипсометрически ниже накапливались многие десятки метров биокластических пелитоморфных известняков - вакстоунов. Сегодня подобные структуры обычно находятся в условиях литорали и испытывают резкие погружения в море и осушения, а также обработку метеорными водами.

2.Каолинитизация полевых шпатов песков окраины шельфа и алевритов, выполняющих пустоты в «органогенных рифах», в слоях брекчий и осыпей вдоль фронта построек при невыветрелости полевых шпатов в песчаниках шельфа и прогиба.

3.Валунные слои нижней части склона и в прогибе включают многочисленные сцементированные породы, эродированные из нижних частей склона. Некоторые из этих темных валунов были недостаточно уплотненными в момент переноса, а для литификации других необходимо субаэральное обнажение, что подтверждает обширные опускания уровня моря (не менее чем на 300 м.) Другие исследователи рассматривают эти отложения как результат действия валунно-глинистых потоков в каналах на фронте шельфа и допускают, что блоки возникли исключительно в подводных условиях [168, 264]. В некоторых местах склоновых отложений, особенно в слоях осыпных брекчий, вторичная доломитизация проявлена широко. В слоях обломочного потока Редер и в других оползнях, перемещенных в прогиб, доломитовых галек не установлено. По-видимому, доломитизация проявлялась позже перемещения валунов.

Различия в подводной и метеорной цементации в слоях Пермского Рифового Комплекса является проблемой, решение которой возможно лишь в свете изучения голоценовой цементации рифов и других литоральных осадков в субприливной зоне. Однако следует быть осторожным при распространении интерпретации на более древние слои и выявление роли метеорных вод в солях шельфовой окраины, до тех пор пока не будут установлены определенные соотношения между типом и последовательностью цементации карбонатными кристаллами и диагенетическими условиями [317]. Грубый пластинчатый и друзовый цемент с вытянутыми пустотами особенно развит в спонгово-водорослевых микритовых фациях и несет признаки замещения. Местами, за счет включений, он имеет темный цвет и неясную структуру. В него могут быть включены остатки тонкого биокластического материала. Цемент обычно формируется позже чем волнисто-слоистые тонкие оболочки пустот. Грубые волокнисто-пластинчатые друзы могут образовывать псевдоморфозы кальцита по арагониту. Большие массы последнего обнаружены Гинзбургом и Джеймсом [128] на склоне современного рифа в Белизе в 80 м ниже поверхности. Микритовая волнисто-слоистая корка возможно магнезиального кальцитового цемента установлена Лендом [202] и Гинзбургом и др. [130] на Ямайке и Бермудских островах. Данхэм [95] отмечал, что оба типа цемента как в пермском рифовом комплексе, так и в Доломите, сходны с определенными осадками пустот. Можно сделать вывод о воздействии на эти осадки литорального диагенеза. Он мог быть связан с зоной волновых брызг, насыщением морской водой при высоких приливах, смешением с метеорными грунтовыми и дождевыми водами в условиях резко сезонного климата. Структуры каличе, так же как и толстые цементные корки, могут быть обусловлены или атмосферными осадками или пресной водой. Открытие Персером и Лорюсом [298] широкой зоны брызг и связанной с ней арагонитовой цементацией вдоль побережья Трасид может оказаться важным в оценке типов цемента, наблюдаемых в пермских рифовых фациях.

Рис. VIII-6. Типичные стратиграфические разрезы верхне-среднепермского рифового комплекса вблизи шельфовой окраины вокруг Делавэрского бассейна, Нью-Мексико. Корреляция основана на литологических признаках и основных фузулиновых зонах. Рельеф поверхности седиментации не отражен. Сравните с рис. VIII-7, на котором на основании этого разреза построена стратиграфическая модель. Линия разреза показана на рис. VIII-5. По Мейснеру [242, рис. 1], с разрешения Геологического общества Западного Техаса 1 - известняки;   2 - доломиты;    3 - песчаники - алевролиты;    4 - сланцы; 5 - кремнистые породы

Рис. VIII-7. Меридиональный разрез через горы Сангре-де-Крйсто Нью-Мексико к Делавэрскому бассейну. Верхне-среднепермские отложения групп Артезиа и Делавэрских гор. Восстановлен первоначальный рельеф в период осадкона-копления. Линия разреза показана на рис. VIII-5, а стратиграфическая основа - на рис. VIII-6. Все иллюстрации из работы Мейснера [242, рис. 1-3], с разрешения Геологического  общества Западного Техаса

1- 5 - фации [1 - Бернал: красные сланцы (глины) и песчано-алевролитовые породы, 2 - Чок Блаф (эвапориты), 3 - Карлсбад (доломиты и серые песчано-алевритовые породы), 4 - рифовые (доломиты и известняки), 5 - Делавэр (серые песчано-алевритовые породы)]. Фа-циальные границы в большинстве случаев не отражают возраст

Проблемы биологического состава «органогенных рифов». Книга Ныоэлла и др. [264] бесценна при описании органогенного состава Пермского Рифового Комплекса. Самые верхние известковистые песчаники конца перми, слагающие гребневые части шельфовых окраин,    состоят почти   ис-

ключительно из скопления дазикладаций и ориентированных фузули-нид с многочисленными рассеянными моллюсками и особенно крупными толстостенными гастроподами. Биота шельфовых известковистых песчаников ограничена несколькими моллюсками, остракодами, каль-цисферамии строматолитовыми водорослями. Подобный биологический состав указывает на анормальные условия и (или) колебания солености и температуры воды. За исключением фузулинид, которые жили от гребня до средней части склона и были перемыты в песчаных отмелях, фауна эвригалинная. Многочисленные дазикладации, вероятно, указывают на чрезвычайно мелкие воды.

 

Рис. VIII-9. Профили Пермского Рифового Комплекса вдоль шельфовой окраины. Из работы Данхэма [95, рис. 6]

А - гипотеза  барьерного  рифа,   В - гипотеза   непрерывного  склона,   С - гипотеза   краевых  куполов

Рис. VIII-10. Карта Доломитовых Альп в Южном Тироле, Италия, отражающая локализацию главных триасовых карбонатных банок. Составлена по обзорной карте Боселлини и Росси [47, рис. 1]. Линии со штрихами указывают на края карбонатных платформ, установленных по выклиниванию слоев передовых склонов и наличию осыпей. Локализация банок по Леонарди [214]

 

Во многих местах в составе органогенных рифов преобладают особые малоподвижные бентосные биоты примитивных форм, которые способны выдерживать значительные вариации морских условий. Они включают многочисленные Solenopora, зеленые водоросли, гидроидные, Tubiphytes и губки. Примитивные прикрепляющиеся формы водорослей и (или) фораминифер образуют лоскутные баундстоуны и содержат вытянутые пустоты, которые впоследствии заполнялись слоистыми корочками или грубыми друзами кальцита. Роль сине-зеленых водорослевых строматолитов в «органогенных рифах» трудно оценить, потому что многие структуры, которые раньше определялись как водорослевые, представляют собой неорганические инкрустации, возникшие в результате вадозных процессов, или даже микритовый кальцитовый цемент. Губки (сиконы, сфинктозоа или четковидные формы) преобладают; размеры их превышают несколько сантиметров. В позднеперм-ских «органогенных рифах» кораллы практически отсутствуют. Обломки или целые раковины нормальных морских (стеногалинных) форм, таких как брахиоподы, мшанки, криноидеи и криптостоматовые мшанки, местами многочисленны и представлены обычно формами, хорошо приспособленными к жизни у базиса волновой активности или ниже. В трещинах или больших пустотах находят толстостенных наутилоидей и ежей. Большая часть «органогенного рифа» сложена пелитоморфным известняком и известковым алевритом (до 50% по объему). Микрито-вая основная масса, придонные прикрепляющиеся формы, тонкие формы    мшанок    и    губок    и    разнообразная    морская    нормальная биота в верхних массивных известняках указывают на очень специфические условия, преобладавшие при формировании пород, которые Ньюэлл и другие рассматривали как типичные рифовые. Необходимы значительно более детальные исследования вертикальной зональности, таксономии и особенностей форм роста этих организмов для того, чтобы составить полное представление об условиях осадконакопления. Ограниченность вариететов и примитивный характер придонной прикрепляющейся фауны во многих органогенных рифах может быть результатом переливания сильно соленой воды через барьер песчанных отмелей. Быстрое увеличение вниз по склону количества окаменелостей нормальных морских организмов (мшанок и брахиопод) указывает на воды открытого моря. Практически вся хорошо известная пермская фауна, включающая придонные «реликтово-рифовые» брахиоподы, Leptodus и рихтофениды, собрана в пределах этих склоновых осадков.

В настоящее время выявлены, по-видимому, неоспоримые доказательства того, что тип осадконакопления и особенности органического вещества, наблюдаемые в «рифовых породах» Капитан, не связаны с волновой абразией массивного органогенного барьера. Более вероятно, что губково-водорослевые микриты отражают накопление в спокойных водах. Но распространялась ли эта обстановка на нижнюю часть склона, или склон, на котором существовали губки и другие прикрепляющиеся организмы в условиях борьбы за существование на известковистом илистом субстрате, достигал глубин всего в несколько десятков метров мористее и ниже обнаженных гребней песчаных баров? Последнее предположение, согласно профильным исследованиям, более вероятно, хотя более детальное полевое изучение необходимо.

СРЕДНЕТРИАСОВЫЕ КАРБОНАТНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ ДОЛОМИТОВЫХ АЛЬП

Захватывающий пейзаж Доломитовых гор на юге Альп (Южный Тироль в Италии) давно вдохновлял и очаровывал альпинистов, лыжников и геологов. Огромные массивы отбеленных известняков поднимаются, подобно башням и громадным замкам, рассекая плато темно-зеленых лугов и темных почв. Крутой вертикальный рельеф этих крупных массивов достигает по амплитуде более чем 1000 м: многие из гигантских скал сохранили почти неизменными структуры первоначального осадконакопления и карбонатные постройки среднетриасового возраста. Доломитовые Альпы исследовались в качестве модели ископаемых «рифов» почти столетие. Работа Мойсисовича «Венские и Южно-Тирольские доломитовые рифы» [248] остается классической в истории геологических исследований подобных явлений.

Доломитовые Альпы расположены на севере Италии, восточнее долины р. Адидже и южнее перевала Бреннера на границе Италии и Австрии (рис. VIII-10 и 11). В структурном отношении они принадлежат слабо деформированным Южным Альпам, которые отделены от главного пояса Альпийских деформаций линеаментом Гьюадекария - важной разломной зоной. Большие мощности карбонатных построек и вулканические накопления основных эффузивов вокруг них указывают на геосинклинальное прогибание на внешнем континентальном шельфе [35J. Область прогибания представляла собой блок, ограниченный разломами в течение триаса, и карбонатные банки особенно интенсивно развивались вдоль граничных разломов.

 

Рис. VIII-11. Карта геологических структур Доломитовых Альп. По Боселлини и Росси [47, рис. 2], с разрешения автора и Общества экономистов, палеонтологов и минералогов

1 - аллювиальная равнина; 2 - юрско-третичные отложения; 3 - триасовые известняки с карбонатными постройками; 4 - пермские игнимбриты; 5 - метаморфический фундамент; 6- интрузии; 7-главные разломы; 8 - тектоническая   граница   Южных  Альп

Западная часть Доломитовых Альп в течение более чем 25-летнего периода изучалась Геологическим институтом университета Феррары. Кульминацией этих усилий является двухтомная работа Пьерро Леонарди, опубликованная в 1967 г. «Доломиты - геологиягор Изарко и Павия». Ниже рассматривается часть этой работы. См. также Боселлини и Росси [47] для справок на английском языке.

 

Наибольшее развитие основные карбонатные банки получили в среднетриасовое время, но повторение фаций отмелей мелководных условий с ограниченной морской циркуляцией отмечается также в позднем триасе. Стратиграфически триас Южных Альп идентичен слоям того же возраста в сложно построенных, перемещенных по надвигам образованиях Северных Известняковых Альп в Баварии и Австрии. Эти области отделены друг от друга центральной осью или осью проявления метаморфизма Альп (Hohe Tauern Window), которая пересекает Австрию в широтном направлении (рис. VIII-13). Первичная область Северных Известняковых Альп пока представляет одну из загадок Альпийской геологии. Корни зоны могут располагаться севернее или южнее кристаллической оси.

Стратиграфический разрез триасовых отложений этого района дан на рис. VIII-12. В западной части Доломитовых Альп мощность триаса более 2000 м, а на востоке - много больше.

Тектонический контроль региональных фаций и мощностей в Доломитовых Альпах

В Доломитовых Альпах могут быть выделены три естественных региона: 1) область грубослоистых известняков и доломитов в долине р. Адидже к западу от собственно Доломитовых Альп, 2) область западной части Доломитовых Альп к востоку от р. Изарко и города Больцано, где крупные изолированные банки поднимаются над плато, и 3) область, формально объединяющая платформу грубослоистых массивных триасовых известняков и доломитов, также глубоко рассеченных эрозией и залегающих дальше к востоку вокруг Кортина д'Ампеццо, в восточной части Доломитовых Альп.

 

Рис VIII-12. Корреляция триасовых отложений Южных и Северных Известняковых Альп

Рис.  VIII-13.  Схематическая  геологическая  карта  тектонических элементов  Австрийских Альп. По Занклу (не опубликовано)

1 - третичный   форланд;   2 - флиш;   3 - Северные   Известняковые   Альпы;   4 - Южные   Известняковые Альпы; 5 - кристаллическое ядро; 6 - южная граница палеозойских массивов

 

Рис. VIII-14. Карта изопахит (в метрах) слоев Верфен. Выявляются ранние пермо-триа-совые положительные структуры и их соотношения с банками в Доломитовых Альпах. Наиболее крупные банки формируются на флангах положительных структур. По Лео-нарди [214, рис. 218, составлена А. Боселлини]


Вероятно, движения по разломам, ограничивающим блоки фундамента, контролировали локализацию серии больших банок, встречающихся в западной части Доломитовых Альп, но причина, определяющая местоположение отдельных банок, не вполне ясна. Согласно данным Леонарди [214], древнейшие триасовые слои Верфен, которые сложены переслаивающимися в различных соотношениях терригенными кластитами и известняками, в западной части Доломитовых Альп имеют мощность только несколько метров, а восточной части - достигают 500 м. Отчетливо выделяющаяся область очень маломощных раннетриасовых слоев показана на рис. VIII-14 и представляет собой субмеридиональное поднятие. Она ориентирована перпендикулярно к простирающейся в восток-северо-восточном   направлении  области   мощного   раннепермского осадконакопления. Триасовая положительная структура, названная Леонарди [214] структурным поднятием Атезино, явилась причиной развития конгломератов Рихтгофен в основании анизийских слоев, выше Верфена. Эти грубые осадки отражают этап воздымания и эрозии поднятия. Раннеанизийские слои (Серла или Серл Доломиты и их известняковые фации Контрин) образуют карбонатную платформу в пределах всей области Доломитовых Альп, но утоняются до 30-100 м вокруг поднятия Атезино. В трогах к востоку от Серла их мощность достигает 500-1000 м. Над платформой доломитовой Серлы поднимаются большие изолированные ладинские банки, образующие фантастический ландшафт западной части Доломитовых Альп. К востоку Серла отделена от ладинских доломитов Сцилиар относительно маломощной толщей морских аргиллитовых слоев с аммонитами и брахиоподами, слои Trinodosus. В западной части Доломитовых Альп эти слои представлены лагунными фациями. Ладинское карбонатное осадконакопление началось в очень мелководных водах; во многих местах такие условия сохранялись на фоне отчетливого прогибания. Дуга больших карбонатных банок сформировалась в западной части Доломитовых Альп. Северные банки групп Гардинация и Селла залегают на гребне поднятия Атезино или несколько восточнее его (см. рис. VIII-14 и II-7). Южные члены дуги образуют южный фланг приподнятой области (банки: Мар-моладо, Катинацио, Сцилиар, Латимар, Агнелло). К западу от области развития больших изолированных банок мощные, более или менее непрерывные среднетриасовые слои распространены в бассейне р. Адидже. Здесь, в пределах широкой платформы, сложенной известняками, особенно характерны отмели с диплопоровыми дазикладациями, указывающими на ограниченную циркуляцию морских вод в пределах этих банок. Подобно этому и к востоку от западных Доломитовых банок образуются мощные единичные платформы ладинских доломитов, заполняющих троги в восточной части Доломитовых Альп. Эти широкие платформы к востоку и западу от поднятия Атезино, по-видимому, обрастают его в виде ореола, отдельные мелкие банки развиваются на его вершине.

 

 

Рис. VIII-15. Распределение фауны и флоры в меридиональном поперечном разрезе через банку Катинацио - Сцилиар. Отмечается присутствие дендроидных «Thecosmilia» и онкоидов вдоль всей банки, а дазикладаций и больших двустворок только во внутренней лагуне вблизи Вайолен Тауэре. Вертикальный масштаб преувеличен по сравнению с горизонтальным лишь в 1,5 раза. Из работы Леонарди [214, рис. 128 - разрез Д. Росси]

1- онкоиды; 2 - криноидеи; 3 - двустворки; 4 - диплопоры, дазикладаций; 5 - дендроидные кораллы Thecosmilia

Ладинские банки в настоящее время разделены мощной осадочной толщей в основном вулканитов, которая заполнила глубокие прогибы между ними. Под вулканитами во внутренних прогибах лежат темные фации прогиба, называемые слоями Ливиналонго или Бачинштейн. Они слагаются главным образом узловатыми  (нодулярными)  и битуминозными известняками с зеленокаменными породами (измененные вулканические туфы). Известняки содержат большое количество кремнистого материала и радиолярий, они характеризуются наличием градационной слоистости, тонкой расслоенности, микробрекчий и оползневых структур. В них содержатся многочисленные остатки Daonella, двустворок скорее всего нектонного облика. Эти слои представлены глубоководными эвксинными, т. е. застойноводными осадками, накапливающимися между растущими постройками. Под банками слои Ливиналонго маломощные, такие как если бы биогермы росли на пологих постройках подстилающих доломитов Серла. В латеральном направлении от банок слои Ливиналонго увеличиваются в мощности в сторону прогибов, достигая 200 м, сглаживая наклон предрифовых переходных слоев и образуя застойноводные фации без донной фауны в течение максимальных прогибаний (рис. VIII-15) и роста отмелей [47].

Большие банки западной части Доломитовых Альп вырастали до 700-1000 м высоты. Некоторые из них имеют округлую форму с диаметром несколько километров. В них наблюдаются пологие складки и разломы, связанные с третичной орогенией Южных Альп, но они все-таки остаются более или менее на месте. Угол наклона склонов изменяется от 10 до 30°. Современная эрозия сохранила многие первоначальные склоны, поскольку межотмелевые пространства сравнительно легче эродируются по сравнению с массивными доломитами и известняками. Можно проследить и переходные слои (Obergufischichten Мойсисовича) от прогиба до полностью неслоистых доломитов вдоль края некоторых банок. Профиль края банки может изменяться от почти вертикального до отрицательного или пологого в зависимости от способности растущего органического каркаса конкурировать с прогибанием и ингрессией вулкано-кластического материала (см. рис. II-17). Эти фланговые слои состоят из    грубых нодулярных   доломитов с    многочисленными пустотами,    заполненными      обычно      грубоволокнистым      кальцитом (строматоктоидные структуры или Evinospongia ранних авторов).

Органический состав банок Доломитовых Альп

В связи с широкой и обычно грубой доломитизацией органический состав и литологический характер этих массивов стал понятным только недавно. Наиболее полно изучены породы Северных Известняковых Альп, где сохранилось большое количество известняков. Однако не все породы Доломитовых Альп подверглись доломитизации и перекристаллизации. Значительная часть банок Мормоладо и Латимар представлена известняками.

(Интересно отметить, что минерал доломит был назван при его открытии в честь графства Доломеа, а затем эти впечатляющие горы были названы по имени минерала. Любители природы и некоторые минералоги могут быть удивлены тем обстоятельством, что не горы дали название минералу, а наоборот).

Хотя в прошлом частично Доломитовые Альпы могли рассматриваться как коралловые рифы, по оценкам Леонарди [214] они состояли на 50% от общей массы из водорослей, 18% моллюсков, 17% кораллов, 6% фораминифер. Хотя соотношения компонентов сильно замаскированы доломитизацией, современными исследователями оценка Леонарди уточняется. Так, грубозернистый, волокнистый жильный кальцит рифовых массивов в прошлые годы рассматривался как органический (Evinospongia), также как вадозные пизолиты смешивались с водорослями Sphaerocodium. Количество кораллов варьирует от банки к банке, при этом важнейшая роль водорослей сохраняется. Согласно описаниям и иллюстрациям Леонарди [214], Thecosmilia и Koilocenia представлены ветвистыми и таблитчатыми формами, величина некоторых табличек достигает нескольких миллиметров в диаметре. Находятся они обычно в микритовой массе. Их колонии достигают только одного метра. Водоросли, обычно, слоисты, как в биостромах. Пересечения Катинацио и Сессо-Ланго, сделанные главным образом Д. Росси [214] показывают, что кораллы встречаются во всех частях банок (см. рис. VIII-15). В других областях, таких как Селла и Сцилиар, кораллы пользуются наибольшим распространением в краевых частях банок и в верхних частях их склонов. Многочисленные обломки кораллов наблюдается в блока - обломках банок в верхних частях осадков прогибов. Пелоид-ная микритовая основная масса, единичные и ветвистые формы кораллов, выявление легко адаптируемых Thecosmilia (обнаруженных как в зарифовом, так и в предрифовом пространстве в Северных Известняковых Альпах) являются вескими аргументами против отнесения построек к любым типам коралловых рифовых барьеров волновой зоны несмотря на крутые склоны банок Доломитовых Альп. Содержание водорослей установить трудно, но широко развита водорослевая цементация осадков. Микритовые известняки блоков Сипит в заполненном прогибе, которые образовались за счет разрушения краев банок, содержат многочисленные доказательства наличия неправильных слоистых водорослевых (?) корок, фораминифер и организмов Tubiphytes (табл. XXIVB и XXVA). Редкие остатки моллюсков, включающих некоторые крупные гастроподы, встречаются в краевых частях банок. Обнаружены также брахиоподы (обычно Waldheimia), но мшанки не наблюдались, а фора-миниферы и радиолярии редки. Луковичные формы гидроидных или строматопор также встречаются, но их не всегда можно увидеть за счет плохой сохранности в доломитах.

Морские лилии обнаружены в осадках внешних склонов банок Сцилиар и Сессо Ланго. Иногда встречаются небольшие криноидные холмы. Морские лилии сохраняются обычно и в блоках Сипит, где присутствуют также и морские ежи; широкое распространение иглокожих указывает на склон банки, обращенный в сторону открытого моря.

Росси и Леонарди [214] установили повсеместное присутствие стромотолитов в банках. «Кайнофитовые водорослевые шары» (Sphahaerocoditim), достигающие 3-4 см в поперечнике, согласно Леонарди, обычно присутствуют в верхних частях банок и в перекрывающих их слоях Райбл. Изучение Сцилиар и Катинацио показывает наличие покрытых оболочками частиц на гребнях банок, а также сохранение их на внешних склонах. Некоторые из этих частиц по существу идентичны вадозным пизолитам Пермского Рифового Комплекса. Ряд больших банок Западных Доломитовых Альп (Латимар и Селла) содержат тонкослоистые приливные и лагунные слои, отражающие существование органогенных банок, окаймляющих большие лагуны, которые имели форму атоллов или фаро. В этих слоях с . многочисленными раковинами моллюсков и диплопоровых дазикладаций хорошо сохраняется цикличность, типичная для карбонатно-эвапоритового выполнения и свидетельствующая о неоднократных периодах осушения. Текстуры вигвамов вместе с пизоидными и другими структурами напоминают образования в тылу рифов Пермского Рифового Комплекса (см. гл. X и [47]).

Органический состав ладинских известняков Веттерштейн в Северных Известняковых Альпах

Большая и важная информация о фаунистическом составе среднетриасовых банок Баварии и Австрии существенно помогает пониманию биологического характера массивов Доломитовых Альп»

Известняки Веттерштейн образуют удаленные от берега банки, подобные банкам Доломитовых Альп, но значительно менее доломитизированные и удовлетворительно изученные в последние годы [268, 314, 373]. Известняки достигают мощности в несколько сотен метров (до 1500) и отражают обычно регулярные поднятия с образованием основных мелководных фаций, которые могут быть прослежены по латерали в соседние зоны, окружающие субширотно вытянутые карбонатные банки (рис. VIII-16). Положение нескольких известных банок в современной структуре спорно, поскольку в Альпийском структурном поясе обычны тектонические перемещения. Хорошо известна банка Карвен-дел, образующая высокие утесы к северу от Инсбрука. Ограничивающий ее с юга широкий пояс биокластитов, возможно, указывает на интенсивное развитие волновой эрозии и течений в этом направлении. Также хорошо определяется ее узкая северная граница. Южнее Инсбрука установлены другие банки.

Все эти банки образуют известняковую платформу анизийского возраста, называемую Альпийский мушелькальк. Эквивалентные фации прогибов (слои Партнах) имеют мощность только 100-250 м и представлены темными тонкослоистыми, отчасти биокластическими, спикуловыми известняками с кремнистыми стяжениями и отдельными прослоями глинистых сланцев. В местах постепенных переходов к банкам они приобретают более грубую слоистость, темно-серый цвет, состав их изменяется до биокластических вакстоунов, содержащих пелоиды, многочисленные стебли криноидей, моллюсков и дазикладаций, образованных за счет разрушения верхних частей склонов. Настоящие рифовые брекчии (подобные слоям в Доломитовых Альпах)   отсутствуют   Их заменяют переходные слои Веттерштейн, представляющие собой типичные  фации окраин прогибов - глубоководные известняки  (фациальный    пояс    3) Краевые части банок состоят из плохо отсортированных биокластов, заключенных в крупнозернистую основную массу; лишь местами наблюдается микритовый биокластический заполнитель. Многие крупные зерна основной массы заключены в известковистую оболочку.    Структура обычно крупнозернистая и порфировидная (флаустоун).   Биоты   фаций краевых частей банок включает крупные криноидей, ехиноидеи   двустворки   Solenopora,   Daonella, брахиоподы   Rhynchonella, гастроподы Euomphalus, ортоконические наутилоидеи, дазикладаций  Teutloporella nodosa, некоторые другие виды кораллов, многочисленные    четковидные и  сегментированные    губки    и    прикрепляющиеся    Tubiphutes (табл. XX, IVB, XXVA, XXVIA).

 

Рис. VIII-16. Биофациальное подразделение известняков Веттерштейн в хр Карвендел. Тектонические покровы Лехталь и Инталь. Большая карбонатная банка Инталь перекрывает покров Лехталь. Фации выделяются на основе распределения дазикладаций, которые ограничивают асимметричные банки с наиболее широкой тыловой рифовой фацией на южной стороне. По Отто [268, рис. 7]

1 - Sphinctozoa, Tubiphytes, кораллы в рифах, стебельковые водоросли отсутствуют; 2-Teutloporella herculea - вблизи рифовой лагуны; 3 - Teutloporella  nodosa - вблизи рифовой лагуны;

4-Diplopora annulata - Teutloporella peniculif в удаленных рифовых лагунах; 5- перевалы, 6 - гребни хребтов.

 

Достаточно детальные петрографические исследования Отта [2681 показали, что Tubiphytes являются наиболее важными рифообразующими организмами. Им приводится пять структур корочковых, прикрепляющихся, хрупких, тонковетвящихся (2 мм) организмов. При микроскопическом изучении отчетливо различаются также тонкие, в 1 мм стебельки кристаллического кальцита и включения тонких пористых трубок диаметром до 3 мм, располагающихся пучками или изолированно. Те из них,  которые   имеют непористые стенки, называются Holocoelina. Наблюдаются также хрупкие, тонковетвящиеся септы кораллов Calamophyllia, имеющие 3 мм в диаметре, а также эпитека других прикрепляющихся форм. Встречаются остатки крупных организмов. Неправильные ячеистопетлистые и мощные стебли Holocoelina встречены в виде пучков, таких как «Thecosmilia», Margarosmilia и Pinacophyltum. Уверенно устанавливаются также относительно многочисленные кораллы. Среди макрофауны преобладают различные группы известковых губок. Из часто встречающихся инозоа или фаретронных губок выделено 8 генераций шестоватых, сегментированных или четковидных форм сфинктозоа [268]. Губки, по-видимому, развиваются группами, с ограниченным количеством генераций в одном месте, и располагаются в экологических нишах, отличных от тех, в которых располагаются кораллы. Иногда отмечаются гидроидные как в тонкостеблистых формах, так и в виде концентрических корочковых шаров. Лишь некоторые формы известковистых фораминифер и мшанок встречаются в качестве паразитирующих видов на губках. Известковые водоросли не играют большой роли, только некоторые синезеленые строматолитовые формы обнаруживаются в качестве цемента рифовых построек. Известны также кодиации Ortonella. Плоские прикрепляющиеся красные водоросли встречены на внешней стороне рифов, их обломки составляют от 5 до 18% плохо сортированных биокластитов.

Согласно Отту, в морфологии губок различаются сегментированные, камерные, пористые структуры, вероятно, связанные с адаптацией в пределах растущих рифов. Сегментированный характер с одной стороны отвечает ритмам роста, а с другой - может быть связан с приспо-сабливаемостью к волновой активности или течениям. Тонкие и хрупкие формы роста, четковидные и трубчатые образования крупных организмов, отсутствие бугристости в онкоиных и прикрепляющихся губках, мшанках или кораллах указывает на развитие карбонатных построек в водах достаточной глубины, при наличии течений средней силы. Оптимальные глубины для большинства губок составляют 4-18 м, а для кораллов до 20 м. Такие глубины могут располагаться ниже волнового базиса во внутренних морях. Широкие рифовые барьеры не известны, но фауна внешней их стороны представлена нормальными морскими организмами, внутренняя же биота отражает значительные колебания солености. Несколько зон оолитов могут указывать на очень мелкие воды или даже осушения.

Фации внутренних частей самих банок характеризуются двумя зонами развития дазикладаций. Зона Teutloporella herculea располагается в непосредственной близости с обеих сторон банки и может отходить от нее на 10-15 км. Стебли водорослей иногда закономерно ориентированы. В этих фациях встречаются также кодиации и красные водоросли. Осадки в пределах самих гребней банок или в непосредственной близости от них представлены илистыми известняковыми песчаниками (пакстоунами). Внутри банок формируются значительные по размерам лагунные и приливные комплексы. Они представлены 5-10-метровыми циклами с мощной субприливной зоной, которая сменяется вверх по разрезу миллиметровыми водорослевыми слоями с красноватыми геопиталями и окончатым строением. Эти слои доломитизированы. Сарнтейм [314] отмечает комковато-зернистые агрегаты фекальных пеллетовых илов, чистых известковистых илов, биокластических илов с обломками многочисленных Diplopora annulata, в качестве характерных фации внутренних частей банок, особенно в субприливной зоне. Некоторые из этих слоев представлены мелководными грейнстоунами.

Итак, известняки Веттерштейн состоят из больших карбонатных банок, краевые части которых отражают биокластическую аккумуляцию, представленную нижнесклоновыми прикрепляющимися и низко растущими формами, такими как губки и органотрубковые (дендроидные) кораллы. Условия роста форм и общий их биологический состав указывает на накопление их вблизи или ниже волнового базиса в водах средней активности (около 20 м). Автор относит такие профили седиментации к первому типу - нижняя илистая часть склона. Максимальные превышения банок Веттерштейн над осадками Партнах в прогибах, согласно данным немецких и австрийских исследователей, составляет 100-150 м, что и отвечает их наибольшей мощности в Райбл, где они перекрываются фациями Партнах, удаленными от банок. Рассматривая только ненарушенные стратиграфические соотношения в Доломитовых Альпах, можно предположить наличие более расчлененного рельефа. Однако отсутствие обвальных и типичных фаций илистых известняков подножия склонов (пояс 3) может указывать на более сглаженный рельеф банок Веттерштейн.

Верхнетриасовые отложения Доломитовых Альп

После того как рост крупных банок был по-существу завершен, разделяющие их прогибы были заполнены коричневатыми пирокластитами основного состава (плагиоклаз-пироксеновых порфиритов). Вулканические пеплы и пиллоу - лавы перемешивались с многочисленными терригенными обломками и растительными остатками. Эти слои составляют формацию Ла Велли или Венген. В литературе она описывалась в качестве «псевдофлиша», благодаря ее монотонному характеру и тонкой слоистости. Очевидно, эти слои отлагались ниже базиса волнения (Судя по описанию, это в основном не туфы, а переотложенный мутьевыми потоками пирокластический материал - турбидиты.- Прим. науч. ред.). В них встречены некоторые виды аммонитов и Daonella. Изредка среди пород этой формации находят экзотические блоки, возникшие за счет разрушения банок. Вулканическая активность проявлялась позже эпохи максимального роста рифов. Фациальные взаимоотношения между вул-канитовыми и рифовыми фациями отсутствуют, вулканиты лишь перекрывают банки. Дайки и некоторые крупные вулканические жилы (например, в Фасса Велли) рассекают как постройки, так и вулканитовые отложения между банками. Блоки ладинских известняков в эксплозивных кратерах показывают, что извержения были значительно позже карбонатонакопления.

Осадки, заполняющие прогибы между банками, представлены слоями Сант Кассиан. Для них характерна флишеподобная слоистость такая же, как в формации Венген-Ла Велли, но в отличие от последних, они характеризуются большей известковистостью и меньшей туфогенностью, а вверх по разрезу переходят постепенно в разноцветные мергели и известняки, содержащие отдельные слои конгломератов с галькой вулканитов. В слоях содержится большое количество блоков известняков, возникших за счет разрушения банок, и валунники Сипит. Эти экзотические окатанные валуны достигают в диаметре более метра; они редко доломитизированы, и поэтому предполагается, что в них лучше наблюдается первоначальный состав краевых частей банок. Большая часть валунов представлена микритами, содержащими извилисто-слоистые водоросли  (?), Tubiphytes и другие прикрепляющиеся формы, небольшие дендроидные кораллы и обломки криноидей. Блоки содержат также многочисленные удлиненные пустоты с крупнокристаллическим цементом и с железистым алевритовым заполнителем.

В западной части Доломитовых Альп осадки банок и впадин между ними перекрыты широко распространенными слоями Райбл, представленными аргиллитами, доломитами и эвапоритами, мощность которых изменяется от десяти до нескольких сотен метров. Их верхняя часть, имеющая карнийский возраст, обнаружена также в Северных Известняковых Альпах. В слоях Райбл содержится фауна моллюсков и большое количество Sphaerocodium. Слои отражают эпохи привноса класти-ческого материала, общую морскую регрессию и широкое .развитие мелководных лагун. В восточной части Доломитовых Альп слои Рейбл имеют значительную мощность и содержат эвапориты (CaSO4). Они имеют важное значение, поскольку могли быть источником Mg при доломитизации подстилающих ладинских банок. Доломитизация носит отчетливый наложенный характер, контролируясь первичной слоистостью. Преимущественно доломитизировались тонкозернистые осадки, кораллы, ограниченно - криноидеи. Доломитизация контролировалась проницаемостью, проявленной на нескольких уровнях по вертикали, что указывает на неполную литификацию осадков. Периферические области банок подверглись доломитизации в меньшей степени по сравнению с внутренними частями. Определенные уровни в слоях передовых склонов с повышенной доломитизацией указывают на преобладающую миграцию растворов. Низкая степень доломитизации блоков Сипит, захороненных в осадках, выполняющих прогибы, свидетельствует о том, что этот процесс не был одновременен формированию банок, а проявлялся несколько позже. По-видимому, низкая проницаемость осадков прогибов предохраняла экзотические блоки от воздействия доломитизирующих флюидов. Крупные банки, вершины которых были перекрыты почти одновременно вулканитами или частично мощными аргиллитовыми слоями формации Рейбл, также остались известняковыми. Доломитизирующие флюиды проникали не только через ладинские, но и через подстилающие их отложения анизийской формации Серла.

Существенно, что слои, перекрывающие формацию Рейбл, состоят в равной степени из широко распространенных приливных осадков и лагунных доломитов. Норийский Основной Доломит, или Хауптдоломит, имеет мощность 250 м в западной части Доломитовых Альп, но достигает 1000 м в троге на востоке. Эти слои содержат рассеянные окаменелости и представлены пелоидными микритами с текстурами, отражающими внутриприливные или супраприливные условия образования. Полная доломитизация толщи указывает на совокупность условий, в которых могли легко возникать изолированные бассейны с эвапоритами. Как Основной Доломит, так и формация Рейбл могли обеспечивать условия  для  генерации  доломитизирующих  флюидов   (см.  гл.  X).

ПОЗДНЕТРИАСОВЫЕ РИФЫ - ВЫТЯНУТЫЕ БАНКИ И КУПОЛА В ПРОГИБАХ АВСТРИИ И БАВАРИИ

Микрофации

Верхний триас Северных Известняковых Альп может быть сопоставлен с древними пермо-триасовыми карбонатными постройками. В позднетриасовых рифах в значительной степени, хотя и постепенно, развивались коралловые скелетные конструкции. Подобный тип эволюции, отражающий прогрессивное увеличение размеров, сложности и развитие многочисленных кораллов и строматопор, встречался уже в рифах на протяжении от ордовика до девона.

Недавно региональная фациальная интерпретация позднетриасовых слоев, изученных в Северных Известняковых Альпах, была опубликована в ФРГ и Англии X. Занклом, А. Г. Фишером, Е. Флюгелем и Ф. Фабрициусом. Как и среднетриасовые Хауптдоломиты, эти известняки эквивалентны Дахштейнкальку, перекрываются рэтскими известняками и представлены серией больших карбонатных банок. Залегание их было нарушено перемещением к северу по надвигам. В течение многих лет эти слои изучались Мойсисовичем. Общепринято, что надвигообразование имело место два или три раза в Северных Известняковых Альпах и привело к сжатию и растаскиванию рифовых окантовок банок. На рис. VIII-12 приведена стратиграфическая номенклатура этих слоев.

Породы представлены главным образом карбонатами. Флюгель [115] в позднетриасовых слоях Северных Известняковых Альп выделил 12 основных микрофациальных типов. Принципы, использованные Флюгелем в указанной работе, послужили основой дальнейшей стандартизации типов микрофаций, описанной в главе III настоящей книги. При описании позднетриасовых микрофаций использован буквенный код Флюгеля и классификация Фолка. Эквивалентные стандартные микрофации обозначаются СМФ.

МФ1. Биомикриты с прикрепляющимися бентосом, обычно в прижизненном положении. Подтипы выделяются на основании: а) преобладания главных групп организмов, например Thecosmilia или известковистых губковых микритов (бафлстоун по Кловену), б) количества биогенных частиц, в) преобладания состава основной массы, представленной или пеллетами или биогенными корочками, такими как водорослевые филаменты. СМФ-7с и СМФ-8 (табл. XXIVB, XXVIB).

МФ2. Биомикриты с прикрепляющимся бентосом обычно в прижизненном положении, но ограниченным только прикрепляющимися организмами. Подтипы обозначаются в соответствии с типом прикрепляющихся организмов: прикрепляющихся фораминиферовых, водорослево-фораминиферовых сообществ, известковистых губок. СМФ-7в, биндстоуны Эмбри и Кловена [102] -табл. XXIVA, XXVIA.

МФЗ. Биомикриты - биоспариты в ассоциации с биокластитовыми песчаниками - гравелитами. Подразделяются на основе однородности биокластической размерности и главных фаунистических групп. СМФ-5, биокластические вакстоуны - пакстоуны, грейнстоуны - флаутстоуны.

МФ4. Биоспариты с биокластитами, обросшими корочками со всех сторон. Онкоидные грейнстоуны. Подразделяются на два типа на основе однородности биокластитов. СМФ-13.

МФ5. Тонкообломочные биомикриты, обломки различных организмов, но в основном моллюсков. Два подтипа, отличающиеся однородной или смешанной структурой. СМФ-iQ, микробиокластиты, различные биокластитовые вакстоуны.

МФ6. Микриты или биомикриты с однообразной микрофауной фораминифер или остракод, подразделяющиеся по биологическим группировкам. СМФ-23, разновидность- лагунные известняковые вакстоуны и микритовые известняки с угнетенной морской фауной.

МФ7. Микриты без фоссилий. Подразделяются на основании присутствия зерен, состоящих из микритовых литокластов, биогенных микритовых корочек или внутриформационных галечных конгломератов и пеллет. СМФ-24, СМФ-16, пелоидные вакстоуны.

МФ8. Водорослевые покровные слои с окончатым строением. СМФ-22 и СМФ-20 (табл. XII, XIV).

МФ9, Онкоидные микриты - онкоидные спариты с крупными водорослево-фораминиферовыми шарами и литокластитами. СМФ-22 и СМФ-13 (табл. IX).

МФ10. Пелспариты и биопелспариты с крупными пелоидами и неприкрепляющимися зелеными водорослями и частичками фораминифер. Два подтипа выделяются по присутствию или отсутствию скелетостроящих организмов. СМФ-18, фораминиферо-водорослевые грейнстоуны.

МФ11. Интраспариты   с   преобладанием   частиц   багамита,   грейстоуновыми   комками. СМФ-17.

МФ12. Ооспариты,  подразделяемые  на  основании  ассоциации  биокластических зерен. СМФ-15.

Примеры банок и рифов

От Инсбрука до Зальцбурга на западе образования нория - дахштейна представлены рифовыми комплексами, мощность которых достигает сотен метров. Согласно Фишеру [112], они образуют барьерные рифы вдоль южной окраины Северных Известковистых Альп, часть которых располагается сейчас значительно севернее первоначальной южной окраины и перенесены туда надвиговыми покровами. Занкл (рис. VIII-17) представил палеогеографию в виде серии прогибов, окружающих многочисленные мощные известковистые банки, окаймленные с юга и юго-запада узкой рифовой полосой. Осыпи передовых склонов этих банок окружают рифы и регионально исчезают к югу, а также со всех сторон окружают отдельные банки. Удаленные от банок фации состоят из тонких, красноватых аммонитсодержащих фаций Халльштатт с галобиевыми ракушняками, рассматриваемыми как глубоководные осадки застойных прогибов. Другие фации прогибов включают слои брекчий, темные кремнистые известняки и мелководные более глинистые известняки с бентосной фауной.

В самых верхних триасовых образованиях Северных Известняковых Альп также отчетливо видны существенные фациальные изменения. Рэтская часть дахштейна, переходящая к северу в битуминозные мергели слоев Кассиан, свидетельствует о том, что осадки отлагались в нескольких относительно глубоких прогибах, окаймлявших в позднетриасовое время небольшие барьерные или одиночные рифы. Высота отдельных биогермов в пределах таких прогибов и рельеф во фронтальной части рифов Штейнплатт, ограничивающих платформу на севере у Лофера и Вайдринга в Австрии, показывают, что глубина подобных прогибов была не менее 100 м.

Рис. VIII-17. Область осадконакопления в норийский век Северных Известняковых Альп до их тектонического сжатия [426, рис. 1]. Обращает на себя внимание интерпретация серии банок Дахштейн с рифовыми шельфовыми окраинами и выклинивающимися фациями прогиба

1 - Главный Доломит; 2-известняки Дахштейн с рифовыми зонами; 3 - Халльштатт. Цифры в кружках: 1 - северный край Известняковых Альп, 2 - Альпы Лехталер, 3 - Карвендел, 4 - горы Штауфен-Хблен, 5 - rqpbi Лофер, 6-Мертвые горы, 7-горы Сенгсен, 8-бассейн Берхтесгаден, 9 - Высокий холм, 10 - бассейн Иши-Ауссер, 11 - горы Хаген - Теннен, 12 - горы Хохкбниг, 13 - Дахштейн, 14 - Хохшваб, 15 - бассейн Мюрцталер, 16 - Снежные горы, 17 - бассейн Афленцер

В этих позднетриасовых слоях могут быть прослежены три формы органогенных построек, в которых широко распространены кораллы и губкоподобные гидроидные. Два типа отмечается среди линейных построек окраин шельфа: тип II состоит из небольших выступающих рифов с лоскутным развитием каркасных кораллов и губкоподобных; он развит на пологих склонах и описан Занклом [427] на Высоком Гёлле выше Берхтесгадена в Баварии. Тип III представлен резкими рифовыми оторочками Штейнплатт, описанными Оленом [267] и Фабрициусом {106] в рэтско-лейасовых слоях дальше на север в Баварии. Кроме того, в защищенном сланцевом бассейне Кассиан ретского возраста существуют большие биогермы, которые венчаются рифоидными организмами, окруженными сланцами. Они определяют значительный рельеф морского дна после их роста. Карбонатные постройки Ротелванд и Аднет достигают высоты более чем 100 м.

1. Высокий Гёлл- рифовый холмистый гребень (рампа) -тип II. Комплекс карбонатных фаций Высокий Гёлл залегает в надвиговой пластине севернее Торренер над городом Берхтесгаден (рис. VIII-18). Они сформировались вдоль южной границы и на первоначальном склоне бассейна осадконакопления, однако из-за разломной тектоники наблюдение первоначального рельефа невозможно. Занкл [426] по фауне доказал глубину внутренних прогибов фаций Халльштатт в 200 м. Он считал, что для этих прогибов характерны только пологие склоны с наклоном 1 или 2°. Часть их может наблюдаться на Высоком Брете непосредственно южнее Гёлля. Обломочные фации склона сохранились в карманах красных известняков Холстат.

Многое известно о биологическом составе окраины Высокого Гёлля [427, 428] -см. рис. VIII-19 и VIII-20. Крупные постройки на рампе, наклоненной на юг, со стороны открытого моря представлены серией рифовых холмов, каждый из которых характеризуется одним или двумя видами каркасных организмов с различными вспомогательными группами. Биоценозы не могут быть прослежены достаточно хорошо. Скорее всего их последовательность во времени и в пространстве не регулярна. Известно что: 1) губки вместе с красными водорослями Solenopora обычно образуют слоистые корочки на склонах рифов; 2) «Thecosmilia», большие трубчатые дендроидные формы развиваются на более защищенных тыловых рифовых склонах или встречаются в слоях прогибов, накопившихся в спокойных водах; 3) в рифовых холмах преобладают (75% от общей массы скелетообразующих организмов) кораллы Astraeomorpha, «Thecosmilia-» и известковые губки. Колонии кораллов достигают 10 м высоты. Другие кораллы представлены крупными одиночными Montlivaltia, колониальными Thamnastrea и Palaeostrea. Корковые спонгиостромы (синезе-леные водоросли в виде корочек), строматопоры (губкоподобные гидроидные), мшанки, прикрепляющиеся фораминиферы и Cheiloporites вместе составляют около 25% объема баундстоунов. Занкл продемонстрировал, как сложные генерации этих корковых форм растут, перемежаясь с морской цементацией. Внутренняя часть бугров или холмов состоит главным образом из калькаренит-силтитовых обломков с небольшой примесью микрита. Пустоты в конструкции, заполненные цементом, наблюдаются в верхней части бугров. Цемент выполнения может быть морским или относиться к зоне брызг. Возможно его вадозное происхождение.

Рис. VIII-18. Рифовый комплекс гор Высокий Гёлль. В условных обозначениях указаны отдаленные и близкие к рифам зоны в тылу последних, переходные и собственно рифовые зоны; перекрывающие лейасовые слои, доломиты в основании и складчатые или дизъюнктивные зоны (Storungen). Из работы Занкла [427, рис. 2]

1 - удаленная   рифовая   зона;   2 - пририфовая   зона;   3 - переходная   зона;    4 - центральная   рифовая   область;   5 - предрифовая   зона;   6 - перекрывающие   лейасовые   слои;   7 - доломиты   в   основании; 8-зоны складок и разломов Цифры на карте - абсолютные отметки отдельных вершин

 

Рис. VIII-19. Седиментологическая характеристика рифового комплекса Высокий Гёлль. По данным Занкла [427], из его работы [428, рис. 5].

1 - нестратифицированный детритус; 2 - кальцилютиты; 3 - лоскутные рифы; 4 - стратифицированный детритус; 5-мегалодонты; 6 - калькарениты с хорошо окатанными частицами; 7 - доломиты, миллиметровые циклы  (водорослевые маты)

 

Наибольший объем внешних платформенных слоев составляют не рифовые холмы, а биокластические обломочные породы (90%). Большая часть материала, окружающего бугристые рифы представлена биокластическими греинстоунами, однако в значительном количестве также встречаются переотложенные частицы, литокластиты. Предрифовые обломки в основном плохо окатанные и плохо отсортированные, большая часть переотложенных частиц присутствует ниже по склону, и основная масса становится более микритовой (до 30%). Биоты сильно различаются, особенно это касается кораллов и других прикрепляющихся организмов, которые существенно дифференцируются от растущего центра рифовых бугров до пологих склонов. Местами тыловые рифовые осадки и осадки гребней рифов непосредственно содержат крупные валуны. Тыловые рифовые циклы, которые наблюдаются с шельфовой стороны окраин банок (Дахштейнкальк), описаны в главе X.

2. Оторочка рэтских органогенных рифов - тип III. В конце триаса произошло крупное разделение рэтских сланцевых прогибов, внутри которых возникли покрытые рифами возвышенности в северной части области, где ранее существовала платформа Хауптдоломит. Фабрициус [106] провел палеогеографический анализ и составил карту одного из таких прогибов и его рифовой оторочки. Аргиллитовые фации Кёссен широко распространены в трогах и содержат бентосную фауну с характерными моллюсками. Около половины видов Дахштейна обнаружены также и в рэтских рифах. Рис. VIII-21 представляет синтез всей гаммы фаций.

Крутые шельфовые окраины с рифами детально изучались также Оленом .[266] в пределах хорошо известного комплекса Штейнплат-Зонневенде выше Вайдринга вблизи Лофер (Австрия) [428]. Рифы Штейнплате возвышаются на 100 м над темными сланцами прогиба Кёссен и образуют северо-западную границу широко распространенных карбонатных банок, обнажения которых сохранились в полосе восточнее Зонневенде (обрывы Саншайн). История роста и биологической эволюции рифов Штейнплате была детально отражена в упомянутых выше работах (рис. VIII-22). По-видимому, холмистые или бугристые рифы первоначально развивались в глинистых слоях Кёссен на скоплениях двустворок, таких как Gervillia, Oxytoma, Avicula, Ostrea, теребратулоид и криноидей. На вершинах холмов в известковых илах были распространены колонии строматопороподобных гидроидных Stromatomorpha rhaetica, а также Thecosmilia (табл. XXVIB). Эти зарождающиеся купола формировались в водах глубиной 30 м и более, если принимать стабильное положение уровня моря. Адаптирующиеся Thecosmilia обычно присутствуют в микритовой основной массе. Они обнаружены как в прогибе Кёссен, так и в областях, располагавшихся за рифами. Средняя фаза развития рифов Штейнплат связана с преобладанием Thecosmilia и с разрастанием шельфа в связи с непрерывной рэтской трансгрессией. Вместе с этими крупными органоподобными кораллами встречаются разнообразные водоросли - Solenopora и Sphaerocodium, также многочисленны губки и губкоподобные гидроидные. На поздней стадии развития на передовых склонах рифов присутствуют многочисленные и разнообразные формы: фораминиферы - Cheilo-sporites, Labyrinthia, Tetrataxis, криноидей, некоторые губки, Solenopora, кораллы Thamnasteria и три других вида (табл. XXIVA). Последняя стадия развития рифов, возвышающихся на    100 м над   дном моря    с крутизной склонов почти в 30°, может быть установлена в слоях Кёссен. Фронтальная часть рифов, находящихся на последней стадии, представлена брекчированными крупноглыбовыми образованиями; основная масса рифов при этом сложена исключительно Thecosmilia clathrata, губками и губкоподобными гидроидными. Осадки, эквивалентные этой стадии, состоят в основном из калькаренитов, наиболее типичных в «циклах Лофер» тыловых рифовых областей {112], широко распространенных вдоль Зонненвенде. Обнаружено четыре или пять видов дазикладаций, а также фораминифер Triasina, Angulodiscus, Tetrataxis (только в пределах рифов), роталид и Labyrinthia. Фации известняковых грейнстоунов состоят из крупных двустворок мегалодонтов и разнообразных гастропод. Обычны также окончатые ламиниты.

Рис. VIII-21. Фации позднего триаса в северной геосинклинали Тетиса. По данным Фабрициуса [106, рис. 4]. На двух нижних разрезах показано увеличение интенсивности окраски пород в обе стороны от рифового фронта и изменение основных типов пород и слоистости. В направлении впадины хорошо слоистые породы шельфа сменяются массивными, а затем опять слоистыми и частично нодулярными (бассейновые фации). Изменение слоистости сопровождается увеличением в том же направлении содержания глинистого материала и переходом известняков в мергели. Иллюстрация помещена благодаря любезности автора и разрешения Брилл энд Компани, Лейден, Нидерланды. Цифры в кружках: 1 - кораллы, водорослевые панцири, 2 - брахиоподы, 3 - двустворки, 4 - остракоды, 5 - фораминиферы, 6 - криноидеи и ежи, 7 - цефалоподы

Рис. VIII-22. Западный борт Штейнплате, Тироль в Австрии. Предрифовые фации бассейна, согласно Олену [266]. Рифовый фронт простирается в северо-восточном направлении и образует острый угол в плане с ориентировкой разреза. Непосредственно восточнее южной части разреза развиты обширные обнажения рифовых фаций вдоль Зонненвенде. Севернее располагается Ункен Валлей и локальный прогиб Кёссен, выполненный глубоководными юрскими осадками. Фронт рифов Штейнплате свидетельствует о 160-м превышении в рельефе седиментационного бассейна и о существовании зоны прибоя вблизи гребня. Указаны глубины накопления мергелей прогиба Кёссен, в которые постепенно переходят рифовые осыпи склона. Небольшие первоначальные рифы или купола встречены в слоях более древних, чем те, с которыми связана основная масса рифов. Они состоят из дендроидных кораллов, губкоподоб-ных гидроидных. Длина разреза около 1 км. Вертикальный масштаб  не увеличен

1- тонкозернистые темные фукоидные вакстоуны; 2 - грубозернистые темные вакстоуны, морские лилии и моллюски; 3 - биокластические грубозернистые темные пакстоуны с разнообразной фауной: криноидеи, моллюски, обломки рифовых кораллов, губки и т. д.; 4 - кораллы и губкоподобные бафлстоуны; 5 - серые биокластические пелоидные пакстоуны с морскими лилиями, фораминиферами, моллюсками; 6- биокластические грейнстоуны и рифовые осыпные брекчии, кораллы, губкоподобные водоросли, Thecosmilia. Рудстоуны

 

 

 

3. Рэтские биогермы. В дополнение к скелетнопостроенным рифам краевых частей банок, описанным выше, окаймляющим рэтские сланцевые прогибы, формация Кёссен содержит крупные биогермы такие, как обнаруженные в Зальцбургской области около Аднета, Рётельванда и Феихтенттейна. Некоторые из них были детально изучены. Их развитие во многом сходно с небольшими рифовыми холмами, первоначально формирующимися в нижней части склона у Штейнплате, вероятно, развивавшихся на скоплениях двустворок, которые аккумулировались на илистом глинисто-известковистом дне. Базальные осадки такого типа могут наблюдаться в биогерме Рётельванд. Первоначально эти купола незначительно возвышались над морским дном, но они были надстроены в глубоких водах с помощью скелетообразующих вездесущих дендроидных Thecosmilia. Зибер [336], описывая Рётельванд, считал, что первоначально купола были представлены небольшими микритовыми выступающими рифами, которые сформировались у волнового базиса, но не в активной зоне. В верхней части Рётельванда, однако, содержатся многочисленные заполненные кальцитом пустоты, некоторые со строматоктоидными формами, и многочисленные прикрепляющиеся организмы, формирующие баундстоуны, а также крупные теребратулоидные брахиоподы, губки, кораллы, гидроидные. Большая часть рэтских биогермов неслоиста и окружена сланцами. Во многих из них отмечаются трещины, заполненные красноватым лейасовым осадком. Возможно, они отражают древнюю карстовую поверхность. Легко предположить, что рост биогермов происходил в пределах волнового базиса, а впоследствии они выступали над водой. Эта гипотеза опровергается наличием красноватых лейасовых осадков, содержащих окаменелости глубоководных организмов или организмы открытого моря (брахиоподы, криноидеи, аммоноидеи). Если все же возвышение биогермов над уровнем моря происходило, то оно должно было быстро и внезапно сменяться крупноамплитудными погружениями. Трещины в биогермах могут иметь тектоническую природу, а не являться результатом растворения.

СХОДСТВО И РАЗЛИЧИЯ МЕЖДУ ТРИАСОВЫМИ И ПЕРМСКИМИ РИФОВЫМИ КОМПЛЕКСАМИ

Сравнение позднепермских и триасовых карбонатных шельфовых окраин позволяет оценить воздействие резкого эвапоритового климата на осадконакопление в больших и удаленных от берега банках. Багамы - современная хорошо изученная модель подобных банок - располагаются в условиях тропического климата. Интерес представляют также изменения, наблюдаемые при медленной эволюции рифостроящих и особенно скелетообразующих организмов в течение этого времени,  а также степень воздействия этих постепенных изменений организмов на профиль осадконакопления.

Пермь на юго-западе США и европейский триас поразительно сходны. Даже региональное положение их подобно. К северу от Тетиса триасового возраста, в пределах Западной Европы, существовал ограниченный морской шельф и мелководный бассейн осадконакопления германского триаса (Бундзандштейн, Мушелькалк, Кейпер). Эти красноцветы, эвапориты и ограниченно распространенные морские известняки во многом похожи на техаские и оклахомские осадки шельфа в тылу рифов средне- и позднепермского возраста. Подобное сходство во многом определяется аналогичными климатическими условиями. В каждом случае терригенно-эвапоритовое осадконакопление прекращалось во время проявления на шельфах главных морских трансгрессий (Сан-Андрее - Грейбургской в Западном Техасе - Нью-Мексико и Мушелькальк в Европе).

Тектоническая история сходна в прогибах, расположенных южнее эвапоритовых шельфов. Здесь в обоих случаях развиваются крупные карбонатные банки. Прогибы служили объектами проявления напряжений, возможно направленного стресса, который приводил к образованию разломов типа нормальных сбросов или сдвигов, обусловивших формирование чередующихся горстов и грабенов. По-видимому, локализация банок имела место в период экстремальных погружений, которые следовали сразу после тектонической фрагментации. Пермские банки развивались на раздробленном форланде, лежащем к северу от активной геосинклинали (Уачита-Маратон), кульминация орогенического развития которого приходится на карбон. Триасовые банки Австрии также развивались над или вокруг поднятых континентальных блоков, вероятно, сложенных герцинидами или структурами их фор-ланда.

В обоих случаях погружения были значительными. Мощность пермских банок около 1000 м, а триасовых в несколько раз больше. Позднейшая орогеническая история различается в этих двух регионах. Как те, так и другие комплексы банок были вовлечены в третичную складчатость, но альпийские деформации в северной части трога Тетис были значительно более сильными, чем раздробление на блоки и коробление южнее Скалистых гор. Конфигурация крупных пермских банок на юго-западе США и хорошо сохранившихся подобных структур в Доломитовых Альпах сходны, а география карбонатных построек в Северных Известняковых Альпах сильно тектонически нарушена.

Развитие отдельных крупных банок над ранними карбонатными платформами Леонардиан (средняя пермь) по палеотопографическим признакам аналогично анизийским банкам раннего триаса. Это выдающееся явление описано в главе XII. Прогибы между банками были некомпенсированы осадконакоплением, характеризовались эвксинными условиями и имели глубину между 700 и 1000 м. В обеих областях прогибы впоследствии были заполнены - в триасовых существенная роль принадлежала вулканитам, а в пермских - песчаникам с небольшим количеством вулканических пеплов, одновременных осадконакоплению, в поздней перми с гипсами. Как в том, так и другом случаях экзотические блоки обрушивались вниз по склонам, крутизна которых составляла 20-25°, и захоранивались среди тонких терригенных или вулканогенных осадков в прогибах.

Краевые части банок содержат карбонатные накопления со специфическими организмами,   очень сходными при   сравнении позднепермских и среднетриасовых образований, но существенно отличающихся от позднетриасовых. Большая часть изменений в фауне относится к концу палеозоя, но для таких условий, которые отличались от рифов карбонатных шельфовых окраин. Сходство между организмами в этих осадках отчасти затрудняет идентификацию определений, даваемых исследователями для различных регионов мира, опубликованных на разных языках.

Например, микроскопические исследования показали, что колоколоподобные, разделенные на камеры фораминиферы Tetrataxis и прикрепляющиеся трубчатые фораминиферы обычны для всех рифовых массивов. Пермские рифовые комплексы, сложенные богатыми органическими остатками «рифовыми» микритами, не были изучены палеонтологами в тонких шлифах в такой степени, как триас в Баварии и Австрии. Когда это произойдет, возможно, будут открыты другие черты сходства, также как и некоторые различия. Многие микротрубчатые организмы известны в триасе, но не обнаружены в перми. Дополнительное сходство фаунистических остатков в постройках определяется наличием красных водорослей, криноидей и брахиопод на их передовых склонах; аммоноидей в осадках прогибов; эуфалидных гастропод и даз-икладаций на шельфовых окраинах; все это обычно и для многих других карбонатных банок. Фаунистические различия между пермскими и триасовыми ассоциациями заключаются в отсутствии рифоидных мшанок и брахиопод, а также фузулинид в триасе и появлении здесь новых двух групп организмов: моллюсков и кораллов (табл. VIII-2). Моллюски встречаются и в перми, но их роль существенно возрастает в триасовых рифах, где они составляют основу баундстоунов и участвуют в постройке скелетного каркаса рифов. Специфические пелагические двустворки в больших количествах обнаруживаются в осадках мезозойских прогибов, но отсутствуют в позднем палеозое. Дополнительно, уникальные толстостенные раковины мегалодонтных двустворок часто встречаются в мезозойских биофациях в тылу рифов, но не обнаружены в перми. В пермских осадках передовых склонов рифов кораллы представлены только маленькими единичными формами; таковы же они обычно в нижне- и среднетриасовых слоях Доломитовых Альп. Кораллы становятся более разнообразными, колониальными и очень многочисленными в позднем триасе. Окраины позднепермских и среднетриасовых банок содержат в основном прикрепляющиеся формы, которые прослеживаются и сохраняются в огромных количествах тонкозернистых осадков, накопившихся главным образом в нижней части склонов (тип I). Расцвет многочисленных крупных коралловых колоний плюс преобладающая роль гидроидных в норийских и рэтских слоях привели к развитию выступающих рифов во фронтальной части окраин (тип II) или появлению рифовых оторочек (тип III).

Выше отмечалось, что краевые части банок первого типа как в пермских, так и в триасовых Доломитовых Альпах обычно подвергались эрозии и поставляли значительное количество экзотических блоков вниз по склону. Если большая часть организмов и преобладание тонкозернистых осадков указывают на их рост в спокойных водах или ниже волнового базиса, то каким же образом эти блоки образуются? Возможно, происходило периодическое понижение уровня моря, обнажение и частичная цементация верхних частей банок до такого состояния, что затвердевшие глыбы приобретали способность подвергаться эрозии с помощью волновой активности в периоды обмеления. Вероятно, сходство климатических условий определяет общие черты пермских и триасовых осадков. Красноцветы, дюнные пески, доломиты, эвапориты, наиболее мощные карбонатные банки, крупные губки, дазикладации и кораллы, внутренние приливно-лагунные осадки со специфическими структурами вадозного диагенеза - все это указывает на резко сезонный климат, с преобладанием теплых, аридных сезонов и с изредка встречающимися увлажненными периодами. Результатом подобного климата является необычно быстрая цементация осадков шельфовых окраин и склона. Важность влияния диагенеза на циклические осадки лагун и банок обсуждается в главе X. Слои, сформировавшиеся в приливно-отливных и морских условиях, с ограниченной циркуляцией вод в пермских и триасовых лагунах обладают таким же большим сходством, как и отложения шельфовых окраин.

 

ТАБЛИЦА  VIII-2

СОПОСТАВЛЕНИЕ БИОТ ПЕРМО-ТРИАСОВЫХ ПОСТРОЕК

 

Пермские рифовые комплексы

Известняки Доломитовых Альп и Веттерштейна

Норийско-рэтские постройки

Сиконидные   губки - основные крупные организмы

Сикониды (сфинктозоа) - главные крупные    организмы;   более  50% родов    исключительно    пермские. В  перми   отчетливые  филогенетические соотношения

Только   инозоидные  губки Peronidella

Прикрепляющиеся гидроидные по Ньюэлу и др.- очень важные породообразующие  организмы (Tubiphytes)

Tubiphytes - наиболее  важные породообразующие организмы

Tubiphytes редки,     но вновь  появляются в  позднеюрских рифах

Пластинчатые   стромато-литовые корочки, выполняющие пустоты, и  бугристые        строматолиты. Крупные друзы в пустотах

Только волнисто-пластинчатые корочки в пустотах. Крупные друзы в пустотах

Пластинчатые   строматолитовые корочки

Колониальные     кораллы отсутствуют

Колониальные кораллы не характерны, но те, что встречаются, по размерам  изменяются  от  небольших до 2 м. Образуют дендроидные   конструкции,   представители рода   «Thecosmilia" наблюдаются в микритовых слоистых известняках

Колониальные кораллы- наиболее важные организмы среди крупных форм. Многочисленные органоподобные    формы, «Thecosmilia» достигают 10 м высоты

Присутствуют    гидрозоа (строматопоры)

Спонгиоподобные гидроидные (строматопороиды)    присутствуют

Спонгиоподобные  гидроидные могут преобладать над кораллами. Они образуют большие массы

Необычно крупные и бисероподобные дазикладации:  Mizzia и Масгороrella, образующие полнозернистые   известняки   в верхней части построек

Teutloporella, Poikiloporella и Diploporella. Обычны в  известковистых песках окраин банки и внутри банки

Дазикладации также важны в песках непосредственно за рифами

О статье: 

Цитируется по изданию: Дж. Л. Уилсон. Карбонатные фации в геологической истории. Пер. с англ., М., Недра, 1980, 463 с. Пер. изд.: ФРГ, 1975. All Rights Reserved. Authorized translation from English language edition published by Springer-Verlag Berlin-Heidelberg-New York.