Карбонатные фации в геологической истории. Глава 12. Заключение.

В завершающей главе суммируются стратиграфические принципы, сформулированные в главе II, обобщаются и частично рассматриваются более детально девять типов стандартных фациальных поясов, формирующихся вдоль типичных карбонатных окраин шельфа; несколько типов геологических разрезов окраин шельфа, которые наблюдаются в геологической летописи; часто встречающиеся фации и направленность развития отдельных построек как в бассейне, так и на шельфе. В конце главы делается попытка увязать между собой параметры, контролирующие карбонатную седиментацию: тектонические, гидрологические, климатические, органические и относящиеся к субстрату. Описание тектонических обстановок отложения карбонатных толщ основывается на соответствующих разделах глав II, IV и VI.

СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ФАЦИИ

1. Существует только одна простая система обычных карбонатных фаций. Они формируются за счет накопления биохимически осажденного осадка in situ. В эту систему входят внутренняя мелководная зона низкой гидродинамической энергии (ундатема, или шельф) и внешняя, более глубоководная зона с низкой гидродинамической энергией (фондотема, или бассейн), которые разделены мелководной зоной с высокой энергией (клинотема, или окраина шельфа).

2.Такая модель отражает естественное развитие максимума продуцирования и осаждения карбонатов вниз по уклону относительно положительного тектонического элемента и его периферии. Возникновение такой седиментационной системы связано с моментом, следующим за морской трансгрессией и затоплением шельфа. На начальных стадиях развития карбонатного склона (ramp) высокоэнергетическая зона может развиваться вблизи береговой линии; однако вскоре она отодвигается от берега при формировании карбонатной платформы с окраиной, обращенной в сторону моря, разделяя фации на три части.

3.Внутри такого общего фациального плана по признакам обстановок образования выделяются по меньшей мере девять типовых (стандартных) поясов фаций, описанные ниже.

4.Фациальные пояса меняются по ширине и выдержанности; они более узки и однородны на узком шельфе. Когда шельф более пологий и тектонические элементы обрисовываются менее резко, пояса шире и более разнородны по внутреннему строению.

5.Выдвижение береговой линии: мощность и тип стратиграфических взаимоотношений являются результатом баланса между погружением и скоростью осадконакопления. Отложение карбоната кальция идет быстро, если создались оптимальные условия. Это приводит к преобладанию регрессивных взаимоотношений даже если имеются такие подтверждения большого погружения, как значительная мощность   на карбонатных платформах и морских банках. В целом создавшийся рельеф не сглаживается осадконакоплением, а растет, если окраина шельфа и бассейн, прилегающий к ней, погружаются.

6.Хотя в осадках и сохраняются «записи» о трансгрессиях, они редки. Трансгрессивные толщи маломощны. Вполне независимые данные говорят об относительно быстром развитии трансгрессий.

7.Бассейны карбонатонакопления могут постепенно и регулярно заполняться осадками от берега к центру по мере развития погружения, либо при выдвижении окраины шельфа и сопровождающим его прерывистым нарастанием карбонатных платформ.

8.В процессе циклического или регрессивно поступательного (reciprocal) осадконакопления в бассейне при его заполнении и постоянных колебаниях морского уровня формируется определенный рельеф. Шельф разрастается по вертикали и по горизонтали во время эпох высокого стояния уровня моря, тогда в бассейне наблюдается дефицит осадков. При низком стоянии уровня шельф продолжает сохранять положение выше уровня равновесия. В этом случае осадок перебрасывается через шельф и накапливается в бассейне.

9.На простой карте изопахит карбонатной стратиграфической единицы с изохронными границами область положительных движений может быть представлена либо ненормально маломощной, либо ненормально мощной зоной, в зависимости от объема карбонатной постройки над структурными повышениями, и от глубины воды над «повышениями», когда начинается карбонатная седиментация.

10.В бассейнах обычной картиной является развитие групп «рифовых конусов» по краям погруженных карбонатных платформ, параллельных главным окаймляющим платформам. Это отвечает позднему разрастанию (аккреции) платформы на структурных или палеогео-морфологических «повышениях».

11.В бассейнах на положительных линеаментах (по краям тектонических блоков фундамента) могут развиваться карбонатные постройки. Такие линейные постройки могут быть многочисленными и пересекать бассейны или формировать окружающие их шельфовые окраины.

12.Стратиграфическая корреляция вдоль окраин шельфа представляет трудности. Необходимо использовать электрокаротажные данные, увязку тонких горизонтов обломочных пород в бассейне и на шельфе, материалы детальных палеонтологических исследований и сейсмопрофилирование.

13. Понятие о быстрой седиментации в процессе продвижения береговой линии может быть применимо и к образованию обычных на шельфе циклов осадконакопления, характерных особенно для карбонатных платформ. Расчетные скорости накопления карбонатов в мелководных условиях, полученные при изучении голоценовых осадков, показывают, что такая седиментация идет быстрее, чем можно определить на основании палеонтологической зональности. Если принять, что затопление идет быстрее, чем постепенное перемещение береговой линии, то наилучшей корреляционной поверхностью будут являться границы между циклами, на которых происходит быстрое изменение условий в сторону более морских фаций вверх по разрезу.

14, Шельфовая цикличность встречается в столь разнообразных тектонических условиях, в породах самых разных типов, и так широко распространена в геологических разрезах, что ее можно считать нормальным геологическим процессом.

15.Корреляцию шельфовых осадков на основе циклов осадконакопления следует контролировать при помощи ключевых пластов, образовавшихся при быстром затоплении плоских поверхностей (например, пласты углей), либо представляющих собой результат приостановки осадконакопления (конкреционные горизонты, пласты глауконита, пачки с ходами и норками илоедных), либо отвечающих геологически моментальным событиям (кварцевые алевритистые прослойки, образовавшиеся в результате песчаных бурь, или слои бентонитов, сформированные за счет выпадения вулканического пепла).

16.На шельфах встречаются также широко протяженные на площади, довольно маломощные пачки с однородным фациальным и палеонтологическим составом. Они отражают условия медленной седиментации на большой площади при достаточно большой глубине: необходимо преобладание свободной циркуляции и наличие незначительного перемещения мелководных карбонатных фаций.

ДЕВЯТЬ ТИПОВЫХ СТАНДАРТНЫХ ФАЦИАЛЬНЫХ ПОЯСОВ В ИДЕАЛЬНОЙ МОДЕЛИ КАРБОНАТНОГО КОМПЛЕКСА

Как указано в гл. II, установление повторяющейся в основных чертах схемы сопряжения известняковых фаций среди древних отложений явилось большим достижением как в стратиграфии, так и в седиментоло-гии карбонатов. Мощным подспорьем было изучение голоценовых осадков для объяснения геологического прошлого. Эволюция представлений о поясах карбонатных фаций продолжается с 1950 г. и привела к созданию единой в основных чертах идеальной модели. Это представление применимо, с учетом колебаний в мощности и выдержанности, ко всем типам тектонических обстановок, описанных в последней части настоящей главы. Такая идеальная последовательность показана на рис. II-5 и XII-1.

Причины развития такой последовательности рассмотрены в гл. II. В данном разделе описываются более детально девять типовых поясов, так что его можно рассматривать как краткий обзор всех фаций, описанных в главах с IV по XI. Такая модель применима к идеальной окраине шельфа. Рис. XII-2 иллюстрирует примеры использования этой схемы [см. 16, рис. 10]. Типы осадков бассейнов и глубоководных обстановок описаны в следующем разделе. В последней части данной главы рассмотрены происхождение и фациальная последовательность карбонатных построек, устанавливаемых главным образом вдоль поясов фаций открытого моря № 2 и 7.

Пояс 1А. Турбидиты и лептогеосинклинальные глубоководные фации (фондотемы). Фациальные пояса глубоководных обстановок, описанные ниже, можно разделить на две группы: а) геосинклинальные троги, заполняющиеся непрерывно и быстро известковыми осадками мутьевых потоков (турбидитами); б) глубоководные области с медленной седиментацией, периодическими потоками обломочного карбонатного материала (лептогеосинклинальные отложения по Трюмпи [376]).

а) Известняковые турбидиты. Геосинклинальные троги, заполняющиеся аллохтонными карбонатными осадками, распространены сравнительно мало, но представляют интерес и были неоднократно детально описаны, например, в бассейне Маратон [362] в Западном Техасе, в Маравильяс в том же районе [234], во флишевых известняках (Flysch Calcaire) и ритмических известняках   Альп [29, 219] и   Апеннин [55, 317], попадающих в эту же категорию. Мейсшнер [241] установил удобный термин «аллодапиковых» (allodapic) известняков для этой бассейновой последовательности брекчий, микробрекчий и известковых песков, образовавшихся за счет одновременно формировавшихся карбонатных частиц шельфа и склона. Они обычно переслаиваются с известняками открытого моря - пелагитами (pelagites) и глинистыми слоями. Мощность таких слоев изменчива, но часто бывает значительной. В разрезах могут встречаться экзотические валуны и необычно крупнозернистые осадки. Аллохтонный материал может отлагаться мутьевыми потоками, массовым смещением обломочного материала и даже вулканическими излияними. В условиях геосинклинального погружения и неустойчивости осадков может образоваться мощная толща непрерывных глубоководных осадков со всеми структурами и текстурами терригенного флиша. Троги могут быть узкими и содержать быстро изменяющиеся фации.

 

 

Рис. ХII-1. Схема стандартных фациальных поясов,  фациальных тел второго порядка и  стандартных  микрофаций внутри каждого пояса. См. рис. II-4, на котором дано более полное описание 9 фаций

 

Рис XII-2 Примеры стратиграфических разрезов, демонстрирующих отклонения от идеализированных полных разрезов пронумерованных фациальных поясов. Следует обратить" внимание на то, что при увеличении уклона дна пояса сужаются. Разрезы имеют длину 160-300 км. Все примеры рассмотрены в тексте, за исключением девонской группы Хелдерберг [206] в шт. Нью-Йорк

Геосинклиналь Маратон -Уачита содержит такую толщу мощностью 700 м, представленную известняками и аргиллитами ордовикского возраста и завершаемую темными кремнистыми известняками (формация Маравильяс). В разрезе отмечаются темные микритовые известняки, микробрекчии, сланцы, пласты конгломератов и экзотические глыбы,   и некоторое   количество кремней. Весь   разрез ордовика  описан Мак-Брайдом [234, 235] и Янгом [423]. Сходные отложения ордовика известны как в геосинклинали Аппалачей, так и Кордильер.

б) Лептогеосинклинальные троги. Аллодапиковые известняки отсутствуют. Глубоководные условия и в основном пелагические осадки сохранялись в течение всей их истории и только спорадически отлагались осадки привнесенные извне бассейна. Основная часть кремнистых отложений формировалась при прекращении притока терригенного глинистого вещества и на больших глубинах, на которых в широких масштабах карбонат кальция растворяется (современная глубина его компенсации 3000-4000 м). Эти осадки имеют много общего с отложениями кратонных бассейнов (см. ниже).

Альпийско-средиземноморские троги мезозойского возраста содержат несколько специфических типов осадков окраины континента, которые подробно рассмотрены в гл. IX, а кратко - далее. Это маломощные известняковые и кремнистые отложения, богатые окисным железом, которые считаются осадками бассейна, удаленного от суши и защищенного от значительного притока терригенного материала. Растворимое железо, вероятно, приносилось реками, дренировавшими тропическую сушу. Но в глубине континента были обширные засоленные равнины и, вероятно, вынос растворенного вещества все же был незначительным. Пелагическая седиментация была широко распространена на самых различных глубинах. Несколько местных трогов юрского периода были детально изучены в пределах тектонического покрова Южных Альп в Австрии (Ункенталь - Гаррисоном [125], Гаррисоном и Фишером [126], район Бертехсгадена - Джаргеном [174], Глазенбах вблизи Зальцбурга - Бернулли и Дженкинсом [36], Таугльбоден- Шлегером [315]). Бернулли и Дженкинс [37] дали систематизированный обзор этих осадков).

В застойных геосинклинальных трогах с дефицитом осадков и на глубоких поднятиях в пределах этих трогов известны следующие типы пород (Эти типы пород имеют довольно разный характер - большей частью они литологические, но нередко и более однородные генетически: подводный элювий (типы 2 и 11), турбидиты (типы 4, 5), щебнистые потоки (тип 10) и др.- Прим. науч. ред.).

1. Радиоляриты (J12, гл. IX) - кремневые тонкозернистые ламиниты с остатками радиолярии и другими мельчайшими кремневыми биочастицами, нередко очень тонкие «бумажные» кремнистые сланцы, переслаивающиеся со слойками радиоляритов

2. Биомикриты красного цвета и красные нодулярные известняки (J17 гл. IX) Слои железистого микрита с содержанием глинистого материала менее 5% с пелагической микрофауной; биокласты первично арагонитовые, в основном сильно растворены; присутствуют железисто-марганцевые корочки и своеобразные конгломераты и остаточные брекчии, возникшие в результате растворения на дне моря кальцитовых компонентов осадка, отложившихся на глубине компенсации арагонита Часто такие образования приурочены к внутренним поднятиям геосинклинали; в некоторых районах их можно проследить как оползшие и переотложенные массы, переместившиеся вниз по уклону в пределы трога. Микрофацией этого типа являются железистые бобовины в красной биомикритовой основной массе.

3.Светлоокрашенные пелитоморфные известняки (mudstones) переслаивающиеся с аллодапиковыми пачками (J14, гл. IX). Такие пласты обладают ровной горизонтальной слоистостью. Наряду с микритом присутствуют частицы алевритовой и калькаре-нитовои (мелкопесчаной) размерности.

4.Темный микритовый известняк бассейнового происхождения и спикуловый известняк с присутствием микросгустков - микропелоидов (J12, гл. IX) Этот известняк похож на светлоокрашенные пелагические фации, но содержит больше органического вещества. Обычно известняк кремнистый и содержит следы Chondrites в виде норок 1акие пласты, видимо, образовались в условиях дистальных краев мутьевых потоков

5.Пелагические микросгустковые (микропелоидные) слои и тонкие частички с оболочкой,  с  аммонитами,  радиоляриями  и  кальпионеллидами   (J1З,  гл.  IX).  Такие слои могут быть аллодапиковыми и представляют собой удаленные окраины мутьевых потоков.

6.Биокластовые грейнстоуны и пакстоуны, сложенные аммонитами, небольшими гастроподами, двустворками и иглокожими. Большая часть осадка является отложениями течений, представляя собой по генезису подводные бары или крупные гряды наносов - мегарипли, образовавшиеся на больших глубинах дна моря. Ниже приводятся два особых типа под номерами 7 и 8.

7.«Волокнистые» микроракушечники (coquinoids) из очень тонких створок пелагических пластинчатожаберных Halobia, Daonella, Posidonia (J15, гл. IX).

8.Энкриниты от красного до розового цвета. Характерный литологический тип, накопление обломков иглокожих в невосстановительной среде. Значение красной окраски в этом и других литологических типах рассмотрено ниже.

9.Спикулит - скопление очень светлых опаловых спикул в основном гексактенеллидных губок. Спикулы, возможно, были принесены в пределы центральной части бассейна извне, с подводных склонов. Спорадические потоки обломочного материала чаще щебнистые  (dibris flows).

10.Известняковые брекчии, от грубых до микробрекчий, имеющие в плане форму потоков. Обломки представлены в основном ранее сцементированным осадком, который образовался на близлежащих участках шельфа и подводных склонов.

11.Железо-марганцевые стяжения и корочки на известняке. Это продукты очень медленной седиментации и роста конкреций на дне моря. Современные марганцовистые образования в основном весьма глубоководные.

Красно-пурпурная окраска, характерная для перечисленных типов пород, является косвенным результатом медленной седиментации [214]. Окись железа, которая в нормальных условиях осаждается в большинстве морских осадков, по мере разложения органического вещества, заключенного в осадке, обычно редуцируется. В областях же медленной седиментации процессы бактериального разложения на дне моря могут окислить органическое вещество до его захоронения. Отсутствие органического вещества в захоронившемся осадке препятствует восстановлению иона трехвалентного железа. Все розовые энкриниты, такие как в отложениях Мокассин (ордовик Аппалачей), в ниагарских отложениях бассейна Мичиган, в раннем мелу геосинклинали Омана и в формации Хирлатцкальк (лейас) Южно-Альпийской складчатой системы, представляют собой в основном осадки геосинклинальных бассейнов. Безжелезистые осадки в окислительных условиях светлые.

Описанные выше типы пород геосинклиналей, как правило, содержат кремнистые прослои или конкреции, располагающиеся субпараллельно слоистости. Кремнезем образуется на стадии раннего диагенеза благодаря растворению опала микропланктона и спикул, захороненных в осадке. Кремнезем осаждается, замещая зерна или заполняя пустоты, сначала в виде кристобалита, который позднее преобразуется в халцедон. Петрографическое изучение часто обнаруживает взаимозамещения между кремнеземом и кальцитом. Это позволяет предполагать наличие неоднократных колебаний рН. Замещение и выполнение пустот начинается очень рано в процессе диагенеза и продолжается в течение длительного периода.

Седиментационные текстуры несложные. Слоистость на удалении от подводного склона тонкая горизонтальная, биотурбации редки или отсутствуют. Местами наблюдаются мощные пласты брекчий, протягивающиеся руслообразно в сторону ровных горизонтальных слоев и сминающие их, кроша и деформируя. Сингенетические конгломераты и брекчии, образовавшиеся благодаря растворению на морском дне и росту конкреций, встречаются единично. В отличие от терригенных обломочных осадков, даже тонкие пелитоморфные известняки, образовавшиеся из ила, обнаруживают признаки ранней консолидации. «Текстуры пламени», отпечатки следов нагрузки (load costs) и текстуры об-лекания редки или отсутствуют. Полосчатые текстуры  (flaser structure)-комковатые (ball), пластичного течения (flow)-и признаки переотложения известны в области подводных склонов. Текстуры осадконакопления подробно описаны В. Шлагером и М. Шлагером [315].

Комплекс организмов геосинклинальных отложений включает в основном пелагические формы и идентичен тому, который приводится ниже для бассейнов, испытывающих дефицит осадков.

Пояс 1В. Карбонаты кратонных некомпенсированных и в основном эвксинных бассейнов (фондотема). Эти осадки образуются в центральных частях глубоких внутрикратонных бассейнов и на окраинах кратонов (миогеосинклинальных), в областях, удаленных от побережий и от влияния шельфовых областей карбонатообразования. Аккумуляция зависит от количества приносимого глинистого и кремнистого материала и от «дождя» разлагающегося планктона, поскольку глубина слишком велика и вода недостаточно освещена для бентосного образования карбонатов. Поступление материала с суши в пределах типичного кар-бонатопроизводящего шельфа или бассейна незначительно, и в основном обусловлено эоловым привносом. В результате образуется бассейн, испытывающий дефицит осадков и отличающийся довольно большой глубоководностью.

Осадки образуются в довольно эвксинных условиях, ниже уровня окисления и базиса действия волн. Глубина воды по крайней мере 30 м, но обычно - многие сотни метров. Придонные воды, стекающие с окружающих шельфов, могут быть перенасыщены солями и имеют большую плотность, что затрудняет свободный водообмен. Это приводит к недостатку кислорода, а в сочетании с постоянным выпадением разлагающегося планктона - к усилению тенденции образования застойной восстановительной среды. Здесь могут обитать лишь немногочисленные роющие организмы и образуются тонкогоризонтально-слоистые осадки - ламиниты.

а)  преобладающие литологические типы - тонкослоистый темно- окрашенный известняк с прослоями темных глин или алеврита и незначительного количества тонкослоистого ангидрита. В некоторых эвапоритовых бассейнах - мощные пачки галита, образующие поздние осадки заполнения бассейна.

б)  окраска пород - темно-коричневая или черная (до нескольких процентов битуминозного органического вещества); в некоторых бассейнах преобладает красноватая окраска (см. выше раздел о геосинклинальных фациях).

в)  типы зерен и структур - пелитоморфные известняки (mudstonе), образовавшиеся за счет известкового ила, и калькоалевролиты (calcisiltites), микросгустки (peloids) и микробиокласты; наблюдаются также накопления криноидей.

г)  слоистость - очень ровная тонкая горизонтальная (миллиметровая) с отчетливыми плоскостями наслоения; мелкая косая слоистость ряби течений, тонкая градационная слоистость в ритмично переслаивающихся однородных известняках и глинах.

д)  терригенный материал - кварцевый алеврит и глинистое вещество - примесь к карбонатному веществу в виде тонких прослоек. Этот материал принесен ветром либо водой. Довольно обычен кремень, вероятно, раннедиагенетический, а также, по-видимому, и более поздний за счет растворения кварцевого алеврита при замещении его карбонатом.

е)  биота - исключительно нектонно-пелагические, местами на плоскостях наслоения сохраняющиеся в большом количестве. Такие скопления обусловлены, видимо, массовым отмиранием организмов. Мега-фауна представлена граптолитами, планктонными двустворками, аммонитами и спикулами губок. Микрофауна повсеместна: известковые кальпионеллиды, тинтиниды и кальцисферы, а также кремневые -радиолярии и диатомовые.

Пояс 2. Фации шельфа (глубоководная ундатема). Глубина от десятков до сотен метров, т. е. ниже базиса действия волн, хотя штормы время от времени могут оказывать воздействие на дно; вода насыщена кислородом, соленость нормальная, циркуляция течений хорошая. Такие шельфа обычно широки, и осадконакопление в них довольно однообразно. Это типичная глубоководная неритовая как карбонатная, так и глинистая седиментация. Хотя примеров неритовых шельфов ископаемых много, современная модель такого типа седиментации неизвестна. Поэтому об условиях образования приходится судить на основе интерпретации данных о горных породах. Кроме того, этот фациальный пояс очень сходен с поясом 7, который представляет собой шельф с открытой системой циркуляции, располагающийся «внутри» барьера окраины шельфа.

Различие между вторым и седьмым поясами существенны, но в настоящее время недостаточно выявлены.

а)  преобладающие лито логические типы - богатые фаунистическими остатками известняки с прослоями мергеля. Слои выделяются четко.

б)  окраска пород - серая, зеленая, красная и коричневая, в результате изменчивых окислительно-восстановительных условий.

в)  типы зерен и структур - биокластиты и цельноскелетные известняки с микритовой основной массой - вакстоуны (vackestone), изредка- прослои отмытых органогенно-обломочных пород с небольшой примесью основной массы - грейнстоунов (grainstone) и ракушняков (coquina). В микрокристаллической массе много сгустков, иногда каль- коалевролиты - кальцисилтиты (calcisiltites).

г)  слоистость и другие текстуры - масса ходов роющих организмов, слои ими перемешаны и гомогенизированы. Мощность слоев от малой до средней, слои от волнистых до узловатых. В глинистых известняках шаровая отдельность и текстуры течения. На плоскостях наслоения обычны следы перерывов и остаточные концентрации перемытых фаунистических остатков. Встречаются илистые холмы и конусные рифы.

д)  терригенный материал - кварцевый алеврит, алевролиты и глины обычно переслаиваются с известняками; контакты слоев четкие.

е)   биота - разнообразная фауна (раковины), указывающая на нормальную соленость; сохраняется как инфауна, так и эпифауна. Местами фауна может быть немногочисленной, но она присутствует всегда и включает стеногалинные формы - брахиоподы, кораллы, цефалоподы и иглокожие.

Пояс 3. Окраина бассейна или глубоководные фации шельфа (кли-нотема). Эти фации образовались на самом краю карбонатообразую-щего шельфа за счет пелагических организмов и тонкого детрита, принесенного с соседних мелководных участков шельфа. Глубины примерно такие же, как для фациального пояса 2, и могут достигать 200- 300 м,- в общем ниже базиса действия волн и вблизи самого уровня окисления. Тонкие слои известняков с четкими контактами содержат мелкие пропластки или просто обособления глинистого или алевритового материала. Породы могут напоминать отложения бассейна, но менее глинисты и слои несколько более мощны: пачки ритмичных тонкослоистых известняков достигают сотен метров.

а)  преобладающий лито логический тип - тонкозернистый известняк, местами кремнистый.

б)  окраска пород - темная до светлой.

в)  тип зерен и структур - преобладают пелитоморфные известняки, образовавшиеся из известкового ила (lime mudstone) с примесью калькоалевролитов (calcisiltit), включающие прослои микробрекчий и более грубых биоскластово-литокластовых известняков.

г)  слоистость - как тонкая ритмичная флишеподобная градационная, так и крупная и грубая - в массивных пелитоморфных известняках; воднооползневые крупные нарушения слоистости, возможно, связаны с мутьевыми потоками, создающими подводные русла. Изредка встречаются микрозернистые биогермы.

Некоторые пласты - щебнистые потоки био- и литокластов (debris flows), снесенные с верхних частей подводного склона (аллодапиковые известняки). Над ними - тонкие ламиниты. Ближе к шельфу в тектонически нестабильных областях отложения мутьевых потоков, экзотические глыбы и потоки обломочного материала более часты.

д)  терригенный материал - присутствует редко, за исключением глинистых линзовидных прослоев; характерны кремни.

е)  биота - органический детрит поступает в основном с участков выше по склону; фауна типична для открытого шельфа и является нормально-морской; комплекс фауны может представлять собой смесь более древних форм, обитавших на шельфе, бентонных организмов живущих на подводном склоне, и некоторого количества пелагических форм.

Пояс 4. Склон карбонатной платформы (осыпной шлейф, клинотема). Подводный склон, как правило, расположен в зоне кислородного насыщения воды, как выше так и ниже базиса действия волн. Осадочный материал обломочный, отлагается на наклонной плоскости по мере роста карбонтной рампы с крутизной до 30°. Осадок довольно нестабилен и сильно изменчив по крупности и форме: слоистые, тонкозернистые пласты с мегаоползневыми текстурами нерегулярно чередуются с клиновидными пластами известняковых песков (внешний край склона) и линзовидными или куполовидными телами, сложенными задержанным (уловленным) и закрепленным тонким  карбонатным  осадком.

а)  преобладающие литологические типы - разнообразные типы известняка, связанные с гидродинамической обстановкой выше по подводному склону; известковые илыипески, связные (скрепленные), органогенные известняки - баундстоун   (boundstone),   осадочные   брекчии

б)  окраска пород- от темной до светлой.

в)  типы зерен и структур - известняковые алевриты и биокласти- товые известняки с микритовой основной массой - заполнителем в порах (пакстоун - packstone) и с почти равным соотношением заполнителя и зерен (вакстоун - wackestone). Много переработанного материала с органогенными обломками местного происхождения: рифогенные грубообломочные известняки (rudstone).

г)  слоистость - тонкая с подводными оползаниями и грубая, слои часто клиновидны; крупные экзотические глыбы и блоки, нарушающие слоистость; холмистая форма залегания тонких осадков на подводном склоне; конседиментационные оползни, текстуры растаскивания осадков (pull ararts) и брекчии; нептунические дайки и текстуры заполнения трещин, сложенные обломочным материалом.

д)  терригенный материал - преобладает чистый карбонатный материал, но присутствует и терригенный глинистый, алевритистый и тонкопесчаный компонент, принесенный с подводного склона и смешанный с карбонатным веществом или выполняющий пустоты в нем.

е)  биота - в основном органогенно-обломочный материал из выше расположенных частей подводного склона; присутствуют также колонии местных коркообразующих организмов; фации могут содержать обильную фауну, изменчивую и характеризующую обстановку открытого моря.

Пояс 5. Органогенный риф окраины платформы. Экологическая обстановка зависит от гидродинамической энергии, крутизны подводного склона, продуктивности организмов, роли карбонатной конструкции, связанности или улавливания осадка, частоты обнажения над уровнем воды и последующей цементации. Можно выделить три типа обстановок с линейными органогенными постройками окраины шельфа:

I.Подсклоновое накопление карбонатного ила и органического детрита.

II. Откосы из рифовых бугров и холмов, разделенных карбонатными песками.

III. Каркасные постройки края рифов.

а)  преобладающие литологические типы - массивные известняки и доломиты, местами состоящие целиком из органических остатков. Много органического детрита.

б)  окраска парод - светлая.

в)  типы зерен и структур - массивные и отдельные (лоскутные) тела органогенного - каркасного известняка - баундстоуна. Интерстиции могут быть заполнены илистым карбонатом - мадстоуном - в подсклоновых телах и банках и зернистыми известняками (grainstone, packstone) - в верхней части склона. Некоторые купола, образованные скоплениями организмов, растущими в верхней части склона, содержат только илистый заполнитель, удерживаемый от вымывания лишь каркасом рифа. Между куполами - органогенно-обломочный известняк с небольшим (grainstone) и более значительным (packstone) количеством основной массы.

г)  текстуры - массивный каркас из организмов с пустотами, защищенными сверху «крышей». Тонкая слоеватость, обусловленная ростом организмов; по направлению вверх она утолщается и образует раздувы. В куполах, имеющих заметное содержание известково-илистой основной массы, типичны строматактоидные текстуры. Может наблюдаться брекчирование и растрескивание массивных построек и образование нептунических даек.

д)  терригенный материал - по существу отсутствует.

е)   биота - колонии прикрепленных рифообразующих организмов могут доминировать, но не обязательно. Формы роста определяются гидродинамической энергией: стелющиеся и корочковые; ветвистые или дендритовые (в более защищенных местах). Сообщества организмов, обитающих в различных экологических нишах, могут образовывать слои с многочисленными второстепенными по значению организмами (брахиоподовые, моллюсковые и криноидные пласты).

Пояс 6. Отмытые пески окраин подводных платформ. Они образуют отмели, песчаные пляжи, подводные валы, приливные бары и другие аккумулятивные формы, группирующиеся в поясные или веерообразные комплексы, а также в эоловые дюнные пояса. Подобные формы песков локализуются в   интервале 5-10 м глубин   до отметок значительно выше уровня моря. Большие количества чистого песка вымываются и отлагаются волнениями, приливно-отливными или вдольбереговыми течениями, имеющими скорость 1-2 узла (0,2-0,5 м/сек). Соленость - нормальная морская, это является результатом хорошей циркуляции. Среда аэрированная, насыщена кислородом, но из-за подвижности субстрата неблагоприятна для обитания многих морских организмов.

а) преобладающий лит о логический тип - косослоистый карбонатный (известковый или доломитовый) песок.

б)  окраска пород - светлая.

в)  типы зерен и структуры осадконакопления - породы типа зернистых известняков (grainstone) с окатанными и хорошо сортированными зернами; некоторые зерна заключены в оболочки или превратились в оолиты; другие представляют собой просто окатанные органогенные обломки.

г)   слоистость и текстуры осадконакопления - морские пески со средне- и мелкомасштабной косоволнистой слоистостью. Эоловые отложения отличаются грубой косой слоистостью с наклоном слойков более 25 . В обеих разновидностях обстановок широко распространены поверхности стратиграфического перерыва. В эолинитах сохраняются горизонты ископаемых почв и слепки пустот от корней растений.

д)  терригенный материал - в калькаренитах может присутствовать кварцевый песок.

е)  биота - окатанные и абрадированные раковины бентосных организмов, обитающих на рифах и у подножья подводного склона Присутствуют немногочисленные местные организмы, что является результатом существования подвижного субстрата. Крупные двустворки (мегалодонты) или гастроподы обычны, наряду с фрагментированными остатками крупных дазикладаций, водорослей и некоторых фораминифер. Такие формы преобладают в этих пластах в течение всего геологического времени.

Пояс 7. Фации открытого моря карбонатной платформы (мелководная ундатема). Подобные обстановки географически локализуются в проливах, открытых лагунах и заливах перед внешним краем платформы. Для всех них в целом вполне можно применять название шельфовых лагун. Глубина воды незначительная, от нескольких метров до нескольких десятков метров. Соленость колеблется от нормально морской до несколько повышенной; водообмен умеренный. Условия водной среды в целом благоприятны для организмов, но стеногалинные формы часто выпадают. Осадки разнообразны по структуре, но всегда содержат в значительном количестве известковый ил.

а)  преобладающие типы пород - разнообразные известняки, в отдельных случаях линзы и пласты терригенных обломочных пород.

б)  окраска пород - светлая и темная.

в)  типы зерен и структуры осадконакопления - наблюдается большое разнообразие структур от зернистых известняков с небольшим количеством основной массы (грейнстоуны), пелитоморфных известняков (мадстоуны), в том числе линзы известковых песков, состоящих из фрагментов раковин и угловатых обломков, или ракушняков, состоящих из неповрежденных раковин, пластов органогенно-обломочного известняка со значительным количеством основной массы (биокластито- вые пакстоуны); линзовидных и куполовидных тел, сформировавшихся за   счет образовавшегося на месте   и закрепленного материала;    биостромы.

г)  текстуры - слоистость от средней до тонкоплитчатой; характерно наличие сгустков и ходов илоядных. В случае примеси глины образуется скорлуповатая отдельность и текстуры пластичного течения при сжатии, наряду с узловатой и волнистой слоистостью.

д)  терригенный обломочный материал - если имеется, то, как правило, в виде хорошо обособленных слоев, переслаивающихся с известняками.

е)   биота - фауна может быть обильной, причем особенно много моллюсков, губок, членистоногих, фораминифер. Присутствуют лоскутные рифы; большую роль в улавливании и стабилизации осадка играет подводная растительность (морские травы и «деревья»). Организмы, нуждающиеся в нормальной морской солености, присутствуют, но могут встречаться реже, чем в открытом море (брахиоподы, головоногие моллюски, иглокожие и красные водоросли).

Пояс 8. Фации ограниченного водообмена на карбонатных платформах. Эти фации включают в основном тонкие осадки в пределах мелководных изолированных водоемов и лагун, отличающихся ограниченным водообменом и водой повышенной солености. Географически такие лагуны можно разделить на расположенные за барьерными рифами или в их пределах, на образовавшиеся за разрывами береговой линии, и на расположенные внутри атоллов и фаро. В целом они мелководны, хотя и не всегда. В этот же пояс входят хорошо изученные и очень изменчивые отложения приливно-отливной зоны. Для этих отложений характерен известковый ил, образовавшийся на косах, межприливных плоских пространствах, и в пределах маршей. Более грубые осадки присутствуют в приливно-отливных эрозионных ложбинах и на участках пляжей. В комплекс сильно изменчивых условий входят зоны пресных, соленых и перенасыщенных солями вод; области, вышедшие из-под водной поверхности; как окислительные, так и восстановительные условия; растительность как морских, так и пресноводных заболоченных пространств. В некоторых местах большую роль может играть эоловый обломочный материал. Все это создает стрессовую обстановку для организмов. В осадках, образующихся в пределах пояса, отчетливо видны результаты воздействия диагенеза.

а)  преобладающие лито логические типы - в основном пелитоморфный осадок со значительной примесью доломита.

б)   окраска пород - светлая.

в)  типы зерен и структур - очень изменчивы. Преобладающая часть осадков состоит из илистой известковой массы; зернистые структуры редки, за исключением осадков, состоящих нацело из сгустков. В приливно-отливных ложбинах образуются зернистые литокластические осадки. Наиболее распространены сгустковые, комковатые пелитоморфные (clotted, pelleted mudstones) и обломочные известняки с микритовой основной массой (вакстоуны).

г)   текстуры - много тонкослоистых пелитоморфных известняков, основная масса с очковой текстурой (fenestrate, birdseye fabric) водорослевых строматолитов, распространены мелкая градационная слоистость, доломитовые и известковые корочки каличе. В песках приливно- отливных ложбин - косая слоистость.

д)  терригенный обломочный материал - редок, исключая эоловый материал; если терригенные осадки присутствуют, они образуют хорошо обособленные слои.

е)  биота - очень бедная фауна и флора, в основном гастроподы, .водоросли, фораминиферы (милиолиды) и остракоды. Местами эти организмы могут быть чрезвычайно многочисленны.

Пояс 9. Эвапоритовые фации платформ. Зона расположена выше уровня прилива в изолированных водоемах в пределах морских платформ засушливого климата -зоны себхи, соленых лагун и засоленных низменных равнин. Характерны высокие температуры воздуха и засушливый режим, как минимум, в отдельные сезоны. Затопление морскими водами случается спорадически. Появление в осадке, наряду с карбонатными, также ангидрита и гипса, образующихся из пересыщенных солями морских вод, находящихся в осадке, происходит как путем седиментации, так и при диагенезе. Выпадение в осадок этих компонентов, или замещение ими первичного осадка совершается по мере того как плотные рассолы проникают в толщу осадка сверху или подтягиваются к поверхности благодаря испарению поровых вод. Образующиеся при этом сульфаты нестабильны и могут деформироваться благодаря росту кристаллов, впитыванию кристаллизационной воды или сжатию при сокращении объема.

а) преобладающие лито логические типы - узловатый или плойча-тый ангидрит или гипс, переслаивающийся с доломитом; такие литологические типы часто ассоциируют с красноцветными породами.

б)  окраска пород - очень изменчивая, красная, желтая, бурая.

в)  типы зерен и структур - очень тонкозернистый карбонатный осадок, кристаллы гипса и ангидрита часто образуют спутанно-волокнистую текстуру шелкообразных кристаллов; если они вторичного происхождения, для них характерны крупные размеры, ножевидная форма и пойкиломорфные структуры.

г)   текстуры - тонкая слоистость (листоватость) как пучкообраз- ная, так и плитчатая; трещины усыхания, строматолитовые и спонгиостромовые (губкоподобные) текстуры; гипсовые розы; ножевидные пластинки гипса - селенита (и псевдоморфозы ангидрита по ним); сингенетические, диагенетические текстуры и текстуры деформаций, такие как узловатая отдельность и полосчатая текстура; характерны поверхности перерыва и известковые корочки - каличе.

д)  терригенный обломочный материал - могут быть широко распространены, красноцветные и эоловые отложения.

е)  биота - почти не встречается местная фауна, исключая строматолиты сине-зеленых водорослей.

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ПРОФИЛЕЙ ОКРАИНЫ ШЕЛЬФА

Многочисленные примеры профилей окраины шельфа, приведенные в главах с IV по IX, можно сгруппировать в три класса [408]: I - с аккумуляцией известкового ила, т. е. с илистыми куполами на склоне II -системы рифов - бугров, III - каркасно-рифовый фас окраины шельфа (рис. XII-3). Эта классификация основана на представлении о наклонном залегании стратиграфической единицы и о составе, форме и взаимоположении мелких единиц, слагающих окраинный массив карбонатов, в том числе куполообразные тела известкового ила, передовые рифы -бугры, рифовые равнины, пласты, окаймляющие боковые части рифов, пласты, перекрывающие рифы, подводные песчаные валы, эоловые дюны, плащи подводно-склоновых осадков и подсклоновых конгломератов. Данная классификация является эмпирической и ее логические основания не вполне строги, однако выделение определенных типов окраины шельфа может представлять собой полезный рабочий метод как при геологической съемке по обнажениям, так и при изучении нефтеносности по керновому материалу. Она может оказаться нужной также при определении крутизны шельфового склона и для понимания характера осадков, которые следует ожидать вдоль них.

Рис   ХII-3. Три типа    карбонатных окраин шельфа:  I -с аккумуляцией известкового ила в нижней части   склона,  II -с системой бугров склона,  III -с каркасно-рифовым фасом. По Дж.      Уилсону [417, рис. 1], с разрешения Американской ассоциации геологов - нефтяников

Тип. I. Аккумуляция известкового ила на склоне

На передовом склоне окраины шельфа с песками в верхней части располагающийся поясами биокластитовый известковый ил образует линейные или изометричные холмистые формы (mounds) аккумуляции. Осадки нижней части подводного склона содержат изменчивое количество в чем-то ограниченных и специализированных поселений организмов, которые способны улавливать и задерживать осадок. Тогда илы средней части склона могут встречаться в виде наложенных куполов, обычно караваеобразной формы, хотя такие формы наблюдаются не всегда. Местами склоны подобных скоплений могут достигать крутизны до 25-30°, почти равной углу естественного откоса слагающего их осадка, но общий уклон в сторону бассейна может изменяться от 1-2° до 25°, что может быть обусловлено тектонически, так как органический фактор постройки в таких образованиях не является ведущим. На крутых склонах карбонатный ил может накапливаться довольно далеко по уклону подводного склона, так что он нередко оказывается за пределами зоны проникновения дневного света, на глубинах около 100 м, хотя слагающие его осадки образовались на гораздо меньших глубинах. В таких случаях, когда в бассейн выносится глинистое вещество, хорошо развитые купола могут разделяться темными глинами.

Если преобладают пологие подножия склонов, карбонатно-илистые холмы или купола все-таки образуются, но они развиваются на небольших глубинах, в пределах зоны дневного света, и их вершины могут достигать базиса действия волн. В последнем случае на них могут развиваться органогенные постройки и это дает переход к типам II и III. Но даже если это наблюдается, наиболее повышенная часть подводного склона, попадающая в область турбулентного движения воды, сложена в основном отложениями карбонатных песчаных отмелей, пляжей, дюн и островов, и, как правило, в ней либо совсем нет организмов, образующих постройки и задерживающих осадок, или их очень мало. Примеры:

1.        Формация Капитан из Пермского Рифового Комплекса хр. Гваделупе (штат Нью-Мексико) и Западного Техаса [95].

2.        Листоватые водорослевые постройки пенсильванского и раннепермского возраста на юго-западе США [152, 279, 412, 422]. Местами на них лежит нашлепкой каркасный известняк (boundstone), сложенный трубчатыми фораминиферами (Tubiphytes), относящийся к типу II.

3.        Карбонатные купола уолсортского типа (ранний карбон) в Бельгии, Англии, Ирландии и Северной Америке [78, 162, 210, 211, 285, 374].

4.        Губково-водорослевые рифы в «белой юре» (Weiss Jura) верхнеюрских отложений Швабии [136, 137, 154].

5.        Купола известкового кораллового ила из строматопор и табулят позднедевонского (франского) возраста Дииантского бассейна, Бельгия [268]. Рост вверх, вплоть до базиса действия волн приводит к образованию «шапки» из строматопорового баундстоуна и развитию типа II.

Современные аналоги таких карбонатно-илистых аккумулятивных форм, развивающихся на подводных склонах, до сих пор не известны. Возможно, их просто не искали в соответствующих местах. Подходящие обстановки могут встречаться к северу от Большой Жемчужной банки на пологом склоне, спускающемся к осевой части Персидского залива.

Интересно, что наблюдениями из подводных аппаратов в проливах Флориды у Битини обнаружены караваеобразные тела, ориентированные по течению, представляющие собой скопления тонкого и грубого карбонатного осадка, на которых обитают многочисленные организмы [261]. Сейчас они располагаются на глубине около 700 м, и могут являться аналогом некоторых известных древних биогерм данного типа. Например, небольшие купола известкового ила наблюдаются в основании склона Капитан в каньоне Мак-Китрик, где происходило накопление осадков. Подлинная глубина залегания этой формации связана со снижением уровня океана в позднепермскую эпоху. Их положение в нижней части склона, вероятно, указывает на возможную глубину минимум 100-200 м.

Тип II. Системы рифов - бугров на склоне

Такие системы состоят из поясов экологических рифов - бугров (каркасных), располагающихся на пологих склонах внешнего края окраины шельфа. Они, очевидно, начинают расти на глубине расположения нормального базиса действия волн или несколько ниже по подводному склону на глубине в несколько десятков метров. При отсутствии сильных волнений или течений здесь не образуется массивных каркасных построек, а развивается много прикрепляющихся и корочковых организмов. Каркасные сооружения образуют в основном ветвистые и кустящиеся колониальные формы. В пределах рифов - бугров характерна экологическая зональность, выражающаяся в том, что снизу вверх форма роста сменяется массивными коркообразующими.

Постройки образуются как за счет органической продуктивности, сцепления и улавливания материала (trapping), образования органических корок и в результате отсутствия выноса фрагментированных остатков, так и образованием каркаса организмов in situ. Межрифовый материал по объему может быть значительно больше, чем участки развития каркасообразующих организмов. Большие количества обломочного материала имеют в основном органогенное происхождение и образуются при обильном росте на макушечных частях рифов, а не обязательно от разрушения органической постройки или уже литифициро-ванного материала. Гидродинамическая энергия в состоянии удалить только наиболее тонкий обломочный материал: в результате преобладающая часть известкового песка накапливается в промежутках между рифами. При бурении на рифах - буграх в керне обычно обнаруживается известковый ил, поскольку в этой области умеренной волновой активности органические постройки оказываются достаточной преградой для его вымывания. Несильный прибой, развивающийся о кавернозные, дырчатые выступы, приводит к всасыванию или закачиванию воды внутрь, что содействует захватыванию осадка. В большинстве изучавшихся примеров мелководная система рифов имела пологий подводный склон в сторону моря (от нескольких градусов до примерно 15°). На основании этого можно сделать вывод, что такие системы являются реакцией на умеренное тектоническое погружение. Эти склоны эффективно смягчают самую сильную волновую активность. За подобными рифовыми равнинами обычно располагаются отмели и острова, сложенные листовато-слоистыми известковыми илами и песками зоны приливной осушки. Примеры:

1.        Современные рифы  подводной  платформы Бермудских островов   [387].

2.        Рудистые рифы на окраине шельфа в среднем мелу Мексики, не вскрытые на поверхности отложения Южного Техаса   и Ближнего Востока  [43,  133, 146, 259].

3.        Рифы Мальма Швейцарии и Юрских гор Франции, местами развивающиеся в каркасные окаймления типа III [43, 432, 434].

4.        Позднетриасовые рифы северной части Известковых Альп Австрии и Баварии, сложенные Theiosmilia и губками и губкоподобными организмами [106, 426]. Местами они развиваются в тип III со склонами до 20°.

5.        Коралловые (строматопорово-табулятовые) рифы верхнего и среднего девона Западной Канады [190, 88, ПО].

Тип III. Каркасно-рифовый фас окраины шельфа

Это линейный пояс рифовых построек органического происхождения, поднимающихся в процессе роста до уровня моря или в зону турбулентных движений воды. Подводные бары и отмели, сложенные известковым песком, образующиеся позади рифа, заполняют лагуны и иногда даже образуют острова. Рифы могут быть барьерными или окраинными, Они имеют экологическую зональность, выражающуюся в образовании параллельных поясов, соответствующих формам растущих там кораллов. Такие рифы связаны в основном с ростом шестилучевых кораллов и стабилизирующих красных водорослей, и по возрасту располагаются главным образом в пределах от мезозоя до голоцена. Они обычно отличаются крутыми склонами (до 45° и даже до 90°) и большим количеством подводно-склонового обломочного материала. Известны примеры перехода от комплекса рифов - бугров в областях невысокой гидродинамической энергии к типу активного каркасообразующего рифостроения (тип III). Примеры:

1. Современные рифы,  постронные шестилучевыми кораллами. Зональность  проявляется в смене крупных шаровых или плоских колониальных кораллов, обитающихот 70 до 10 м видами Асгорога, поднимающимися в зону действия волн, до плоской поверхности развития кораллиновых водорослей, цементирующих грубообломочный материал позади фронтального края рифа. Обычно за плоской поверхностью с Lithotham-nion развивается область песчаных отмелей.

2.       Некоторые рифы Мальма в Юрских горах Швейцарии и Франции, развившиеся из типа II.

3.       Штейнплатте, позднетриасовый риф в северной части Известковых Альп в Австрии и- Баварии, образованный Thecosmilia и губками [106, 266, 428]. Этот рифовый комплекс образовался местами за счет рифов - бугров типа II.

4.       Краевой риф Киркук среднетретичного возраста в Ираке [96, 153, 383].

5.       Кэннинг Бэсин - позднедевонские рифовые комплексы Западной Австралии [278]. У этих рифов склон с уклоном 30-35 и хорошо развитый шлейф склонового обломочного материала. В провинции Альберта (Канада) в отложениях точно такого же возраста, содержащих те же самые организмы, образовались шельфовые окраины с очень небольшими уклонами, относящиеся в основном к типу II.

Реконструкция взаимоотношений тектонической обстановки и морфологии окраины шельфа

При условии что скорость погружения является умеренной, роль гидрологических и климатических факторов, определяющих, какой тип окраины шельфа будет развиваться, представляется более важной. Комплексы, образовавшиеся в областях более или менее активного и продолжительного погружения, могут относиться ко всем трем типам окраин шельфа. Они включают окраины крупных морских банок, краевые части подводных платформ, нарастающие в сторону миогеосинклиналей. Склоны, обращенные в сторону моря, в этих случаях являются крутыми в результате разрывов фундамента; обычно такие окраины граничат непосредственно с открытым океаном. Если нисходящие тектонические движения обуславливают образования достаточно крутонаклоненных склонов, барьер органического происхождения может и не развиваться на окраине шельфа, и тогда возможно формирование узкой полосы краевых фаций с полосами отложений высокой гидродинамической энергии вдоль литоральной зоны [4]. Такие узкие каемки по окраинам кратонов встречаются редко, но они выделены в приводимой ниже классификации тектонических условий как особая категория. В большинстве случаев большая энергия волн и восходящие течения в свою очередь создают условия оптимального роста органических построек даже на крутых склонах в областях значительного опускания. При подобных условиях образуется профиль типа III, особенно в голоцене, когда доминируют кораллы Асгорога. При действии факторов, запрещающих развитие организмов на окраинах шельфа (например, затопление соляными рассолами из шельфовых лагун), может образоваться профиль I типа ниже узких краевых каемок на окраине шельфа.

В противоположность этому, во многих случаях слабых нисходящих движений на окраинах шельфов могут наблюдаться системы рифов или подводные платформы с рифами - буграми типа II. В областях умеренного погружения в шельфовых лагунах могут развиваться краевые системы рифовых выступов, в которых рифы типа II образуют неправильные скопления по внешней стороне от интракратонных бассейнов (категория 3 в тектонической классификации) или в виде каемок вдоль слабо воздымающихся зон (категория 4).

 

КАРБОНАТНЫЕ КУПОЛА И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ РИФЫ

Происхождение и ориентировка куполов

Купола и банки являются типичными формами аккумуляции карбонатов в условиях спокойных вод. Они обычно состоят из слабо сортированного органогенно-обломочного микрокристаллического известняка с небольшим количеством органогенно-обломочного известняка - баундстоуна. Эти отложения образовались либо значительно ниже базиса действия волн, или в настолько мелководной обстановке, что действие волн практически несущественно. Во многих случаях такие тела составляют фундамент, на котором нарастают экологические рифы. Многочисленные примеры, приведенные в главах IV-IX, показывают, что существуют три основных типа географического положения таких карбонатных тел: 1) в глубоких бассейнах неупорядоченное, 2) в нижней части склона сразу у окраины шельфа типа I, 3) в шельфовых лагунах или мелководных бассейнах. Последний случай является наиболее распространенным. Форма карбонатного купола образуется благодаря слипанию (аккреции) образующегося на месте карбонатного осадка и росту постройки до базиса действия волн при условии постоянного положения уровня моря или его поднятия. Форма куполов варьирует от плоских линз до крутых конических скоплений со склонами крутизной 30-40°. На основании изучения голоценовых куполов и банок во Флоридском заливе, Флоридском проливе, лагунах Юкатана и Белиза получены данные, необходимые для понимания процесса возникновения и существования   куполов.

Современные купола имеют различную ориентировку, в том числе и поперек широких шельфов. Купола могут располагаться строго или приблизительно линейно (окружая мелкие впадины или заливы). Вероятно, эти формы являются результатом воздействия слабых течений или вихрей, возникающих в мелководных водоемах под постоянным воздействием умеренных ветров. Крупные, удлиненные, неправильной формы банки известны на открытых краях крупных мелководных заливов в нескольких областях современных морей: на западе Флоридского залива, в Кайо-Сусио на северном краю залива Исла Бланка (Северо-Восточный Юкатан) и на отмели Балкхед Шол на южном краю залива Четумаль, в Белизе. Они образовались благодаря торможению приливных течений и штормов, приходящих со стороны открытого моря, и механической аккумуляцией тонкого известкового или в застойных водах.

Более резко очерченные, караваеобразные, вытянутые купола или холмы приобретают свою форму, по-видимому, под воздействием вдольбереговых течений. Цепочки таких куполов параллельны береговой линии и могут даже образовывать многорядные группировки. Голоценовые аналоги известны из рифов Родригес и Тавернье, располагающихся мористее рифа Флориды {378]. Такие же образования встречаются группами поперек шельфовых областей, многие их оси ориентированы параллельно седиментационному простиранию и, следовательно, древним береговым линиям. Детальное изучение некоторых областей показало, что ориентировка эллипсоидальных куполов может быть также перпендикулярной к береговой линии. Это явление, возможно - результат существования дельтоподобных    образований, обусловленных приливно-отливными течениями, у устьев ложбин, прорезающих барьеры, сложенные прочными породами плейстоцена или рифы, частично отгораживающие шельфовые лагуны. Приливно-отливные бары, которые иногда образуются в более широких ложбинах (проходах), имеют более четкую ориентировку по течению, чем дельтовые образования. По составу они могут варьировать от чистого песка до скоплений известкового ила и органогенного детрита, прикрытого биотическим покровом. Прекрасные примеры голоценовых приливных дельт и приливных баров можно наблюдать иногда между средними и нижними отмелями Флорида Кис. 10-километровая по ширине кайма банок, сложенных известковым илом, обрамляет главную береговую линию залива Шарк-Бэйв Западной Австралии, где наблюдаются приливно-отливные эрозионные ложбины, ориентированные перпендикулярно берегу (Дэвис в работе [217]); аккумуляция происходит благодаря взаимодействию приливов и вдольберегового течения с образованием карбонатов на месте и задержкой их «войлоком» морских трав. Такие пересекающиеся системы построек, сложенных микритом, не часто встречаются в геологических разрезах, но известны в отложениях пенсильванского возраста бассейна Парадокс и на Мидконтиненте.

Даже купола, развитые ниже базиса действия волн, обладают хорошо выраженной ориентировкой. Купола, описанные Ноймэном и др. [261] мористее Бимини во Флоридском проливе, очевидно, сформированы течениями. Последние наблюдались здесь на глубине 700 м; удлиненная форма карбонатных тел отчетливо выражена. В противоположность этому, купола в нижнекарбоновых уолсортских отложениях, развивающиеся в нижних частях склонов на существовавших ранее уступах, имеют более или менее округлую форму. Кроме того, они нередко встречаются в бассейнах, имея линейное расположение, причем простирание линий определяется структурным фактором. Многие более глубоководные, как и мелководные, купола не обладают четко выраженной ориентировкой. Скопления башенных рифов встречаются в виде неравномерно распределенных участков на платформах некоторых бассейнов [191]. Пэрди [298] предположил, что подобное «прыщеватое» или лабиринтовое расположение связано с ростом на затопленных карстовых поверхностях. Он отметил, что такое расположение рифов наблюдается на плейстоцен-голоценовом крупном атолле Алакран, на банке Кампече и на широком шельфе за барьерным рифом Белиза. Многочисленные геологические примеры показывают, что такие группы конусных рифов на платформах или террасах могли располагаться на окраинах бассейнов и позднее были затоплены при поднятии уровня моря. В их число входят миоцен западной части о. Новая Гвинея, северная часть построек каньона Среднего Техаса, платформа Кукинг-Лейк с рифами Ледюк в Альберте (Канада), девонские рифы Прескюил Северной Альберты и силурийские рифы Мичиганского бассейна.

В настоящее время о происхождении и ориентировке бассейновых построек известно очень мало. Приведенные выше данные о генезисе и ориентировке холмов и куполов свидетельствуют о их происхождении в результате аккумуляции, связанной с гидрологическим фактором, что вытекает из изучения современных аналогов. В геологических местонахождениях всегда трудно объяснить локализацию отдельных построек. В полевых условиях обычно невозможно наблюдать обнажающиеся слои непосредственно ниже купола. В нефтяных месторождениях добыча идет обычно из верхних, купольных частей построек, и лишь немногочисленные скважины достигают основания купола. Ключом для определения происхождения куполов является, вероятно, изучение взаимоотношения с региональными палеогеографическими элементами.

Последовательность фаций карбонатного купола

При любом происхождении многие купола или холмы, образовавшиеся на шельфах или в мелководных бассейнах, обнаруживают вертикальную последовательность фаций, выделяемых по структурным и палеонтологическим признакам. Причина этого в том, что создающие купол процессы идут достаточно быстро, чтобы обусловить рост купола от сравнительно глубоководных и спокойных условий до базиса действия волн. Эти процессы можно свести к следующим:

1)механическая аккумуляция как тонкого, так и грубого осадка под действием течений и волнений; это, видимо, наиболее важный процесс локализации роста купола;

2)захват и удерживание карбонатного осадка, образующегося на месте со скоростью, превышающей обычную - также важный процесс, обеспечивающий рост купола;

3)стабилизация осадка благодаря развитию корочек на поверхности, так что нормальная морская эрозия не в состоянии его размывать;

4)защита от размыва благодаря пленочным покровам или стеной каркасообразующих организмов на поздней стадии развития;

5) защита от размыва благодаря цементации. В тонком илу, отлагающемся в морских условиях и остающемся на месте, цементация идет очень медленно. На мелководных банках, где больше возможностей для осадка оказаться в субаэральном положении, литификация известкового ила происходит более эффективно.

Внешние гидрологические факторы вызывают ряд последовательных изменений в осадках купола по мере роста этой постройки, а дополнительные внутренние - внутри сообщества организмов, населяющих купола. Эти изменения обусловливаются благодаря образованию субстрата и борьбе за него между организмами, живущими на куполе [7].

Изучение   палеозойских, меловых   и голоценовых   осадочных тел,

рассмотренных в предыдущих главах, позволяет обобщить последовательность фаций, которая показана на рис. ХII-4, ХII-5, VI-25 и IV-9. Через все стадии развития проходят не все купола, а только находящиеся в областях умеренного погружения. Купол обычно начинает расти ниже базиса действия волн, надстраивается до этого уровня и длительное время остается на этом уровне, так что успевает образоваться гребневой крепкий известняк - баундстоун, фланговые слои, осыпные шлейфы обломочного материала и, вероятно, перекрывающие слои. На рис IV-27 а и b показаны «остановленная» ранняя стадия образования купола и более полного его развития. В очень разных по геологическому возрасту образованиях обычно повторяется семь выделяющихся фаций. Они выделяются как по структурным, так и по биологическим признакам и определяются реакцией организмов и осадков на воздействие внешних факторов.

1. Базальные вакстоуны. Большая часть куполов начинается с очень микрозернистого осадка с большим количеством биокластов. В ранне- и среднепалеозойских слоях этот известняк обычно содержит значительное количество обломков иглокожих с небольшой примесью мшанок и раковин брахиопод. Иногда в основании наблюдаются скопления раковинного детрита, отложенного, возможно, слабыми течениями. Организмы, скрепляющие осадок или задерживающие его, не встречаются.

Рис. ХII-4. Пять примеров карбонатных куполов (холмов), показывающих различные типы развития фаций роста купола,            приведенные на рис. IV-9, IV-27, IV-25 и XI-4. Фации 1-7 охарактеризованы на рис. ХII-5. Условные обозначения см рис. III-1

Рис. ХII-5. Идеализированный карбонатный купол с семью широко распространенными фациями. См. также рис. IV-9 и VI-25. Эта последовательность фаций формируется, когда постройка в процессе роста достигает базиса действия волн и контролируется такими факторами, как меняющаяся скорость поступления осадков скорость опускания и гидрологические условия

 

2. Ядро из микритового бафлстоуна. Наибольшая по мощности часть купола обычно состоит из микрокристаллической основной массы, в которую включены остатки организмов, способных задерживать и сохранять тонкий известковый илистый осадок. Это обычно нежные или дендровидные формы, растущие в вертикальном положении. В каждую геологическую эпоху существовали специфичные для нее сообщества организмов, выполнявшие эту роль. Часто одна из форм доминирует, почти вытесняя остальные:

а)   губки и водоросли в кембро-ордовике,

б)  мшанки в среднем и позднем ордовике, силуре и раннем карбоне,

в)  пластинчатые водоросли в позднем карбоне (пенсильваний),

г)   крупные пучково-ветвистые кораллы в шельфовых областях позднего триаса,

д)  литисцидовые губки поздней юры,

е)   рудисты в шельфовых областях мела,

ж)   морские травы в современную эпоху.

Обычно эти фации основного ядра сильно брекчированы, поскольку первоначально они представляли собой смесь гелеобразной массы и ломких органических остатков. По-видимому, эта масса оползала под действием собственного веса.

Многие купола, особенно располагавшиеся на мелководье, или затопленные глинистым потоком, не выходили из этой ранней стадии микритового ядра, на них почти не развивались фланкирующие слои и не образовывался связный рифогенный известняк (баундстоун) на макушке купола (crestal boundstone).

3.         Вершинный связный рифогенный известняк - баундстоун. Когда известняк с ветвистыми органическими остатками - бафлстоун, слагающий ядро купола, достигает базиса действия волн, сформированное ими топографическое возвышение может стать местом поселения организмов, образующих каркасно-связный рифогенный известняк (boundstone). При этом могут образоваться две формы: а) экологический риф, который развивается благодаря колониальным крупным прикрепленным массивным беспозвоночным, таким как кораллы, гидроидные (строматопоровые и губкоподобные), губки, некоторые рудисты, брахиоподы и красные водоросли; образуются перекрытые пустоты с вертикально ориентированной текстурой (геопетали); б) в более спокойных водах рифогенный известняк образуется за счет более пластинчатых форм с закрытыми пустотами, ориентирующихся параллельно внешнему склону купола. Как указывают Альберштадт и Уолкер [7], начальная колонизация может эволюцинировать в сторону более высокой степени биологического разнообразия. Этим внутренним развитием сообществ организмов различной формы дается толчок к образованию многих биотопов и разнообразных видов организмов- новых рифо-строителей и цементирующих форм, так же как и обитателей ниш. Экологическая последовательность во многих постройках сходна, несмотря на огромные таксономические различия в разные геологические эпохи. Единственным логичным объяснением является преобладающее влияние субстрата на формы роста.

4.     Органические покровы и заполнения трещин. Существует и другая возможность для колонизации организмами илового купола с ветвистыми организмами. Если условия неблагоприятны для широкого развития каркасообразующих форм, на верхней поверхности купола развиваются тонкие, одевающие ее покров разнообразные коркообразующие и слившиеся организмы. В качестве примеров можно привести Chondrodonta и устричных, обнаруженных в меловых отложениях, и некоторых губок и строматопор в пенсильванских пластах. Формы, приспособившиеся к обитанию в лужах, остающихся после прилива, можно наблюдать в некоторых постройках силура в Иллинойсе. Существует и второй тип органического покрова - листоватые или строматолитовые пласты, распространенные на макушках многих куполов ордовикаи силура. Они описаны Альберштадтом и Уокером как «фаза доминирования», когда один организм доминирует над всеми другими благодаря успешной адаптации к стрессовым условиям. То же явление описано Аром [4] для куполов позднего кембрия Техаса. Этот тип покрова может представлять собой реакцию на очень мелководные условия на вершине купола, когда волновая активность не оказывает эффективного воздействия, но приливы просто перетаскивают материал над плоской поверхностью вершины купола, где его захватывают и закрепляют растущие там зеленые водоросли. Третий тип органического покрова известен на некоторых куполах, начавших расти в глубоководных условиях, и поднявшихся почти до базиса действия волн. Здесь, благодаря постепенному вымыванию, мог сконденсироваться обработанный и устойчивый органогенно-обломочный материал на вершине холма, сложенного бафлстоуном. В некоторых куполах широкие вертикальные трещины заполнены продуктами вымывания, скапливающимися в виде окатанных, почерневших и приобретших оболочки частиц, смытых сверху.

5.        Фланкирующие слои. Если вершина купола длительное время оставалась на уровне базиса действия волн и была заселена более или менее нежными кустистыми организмами, длительное действие умеренного движения воды и нормального разложения органического вещества могло привести к развитию крупных фланкирующих слоев. В них встречаются иглокожие, окончатые мшанки, мелкие рудисты, ветвистые кораллы или строматопоровые, кустистые красные водоросли, и трубчатые фораминиферы, обрастающие корочками не известковые организмы. Фланкирующие слои одевают плащом склоны купола и сложены исключительно органогенным детритом. В условиях даже незначительного погружения первоначальное ядро купола может быть почти полностью перекрыто фланкирующими слоями, которые накапливаются за счет него со всех сторон. По объему такие слои могут быть больше, чем само ядро. Это можно наблюдать, например, в некоторых силурийских рифах в средней части США, так же как и в плоских водорослевых куполах в Нью-Мексико.

6.        Осыпные шлейфы (talus) представляют собой несколько более редкий, хотя и широко распространенный тип фаций склонов купола. Они сложены обломками карбонатных пород и органогенным детритом, причем первые являются ведущим компонентом. Литокласты полностью литифицированного микрозернистого известняка снесены с поверхности купола волнами, или сползшими в область накопления фланкирующими слоями. Поскольку купола, сложенные карбонатным илом, обычно располагаются в областях низкой энергии волнения, подобные отложения нередко отсутствуют. Какой именно процесс привел к образованию этих своеобразных литокластических конгломератов, все еще представляет собой загадку. Гладкая и ровная форма большинства куполов не указывает на значительную эрозионную деятельность вне их вершин.

7.        Карбонатные песчаники, покрывающие вершину купола. Когда уровень моря остается постоянным и пространства между куполами заполняются осадком, поверх вершин последних отлагаются шельфовые осадки. Это обычно единый пласт косоелоистого карбонатного обломочного известняка, развитый на всей территории. Во многих местах этот посткупольный пласт, сформировавшийся в условиях высокой гидродинамической энергии, содержит специализированную фауну толстораковинных гастропод и дазикладациевых водорослей.

 

ВЗАИМООТНОШЕНИЕ ФАКТОРОВ, КОНТРОЛИРУЮЩИХ

И ВИДОИЗМЕНЯЮЩИХ КАРБОНАТНОЕ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ

Чистые хорошо освещенные морские тропические воды, являющиеся средой образования карбонатов, поддерживают очень древнюю систему химических и биохимических процессов. Ее возраст составляет 2 5 млрд. лет. Именно эта система (подробно описанная в гл. II и изображенная на рис. II-12) обусловила появление тысячеметровых толщ существенно мелководных известняков и доломитов, типичных для геологической истории. Система карбонатообразования действует наиболее эффективно в морских областях, соседствующих с тектонически стабильной сушей, и областями незначительного жидкого пресноводного стока. В таких областях прозрачные мелкие морские воды окаймляют и перекрывают обширные шельфы, окружающие области суши.

В этой биохимической системе действуют разнообразные процессы. Они оказывают воздействие на различные карбонатные фации и тела осадков    рассматриваемые    в    данной книге.    В настоящем    разделе уделено большое внимание основным седиментационным факторам, контролирующим эти процессы: тектонике, климату, эвстатическим колебаниям уровня    моря, гидрологии,  составу   организмов    и характеру субстрата В табл. XII-1 сделана попытка показать качественные взаимоотношения этих параметров. То или иное их сочетание определяет глубину и гидродинамическую активность, водообмен (циркуляцию), соленость характер субстрата и частоту попадания осадка в субаэральные услввия. В   свою очередь все это   оказывает воздействие на осадки   в пределах основных тектонических обстановок, представляющие: 1) обширные    по площади осадки    мелководных шельфов, 2)  карбонатные осадки окраин шельфов, 3)  бассейны и геосинклинали. В табл. ХII-2 дана классификация тектонических условий, определяющих основные направления    карбонатного осадконакопления.    Знакомство с    этими таблицами показывает, что взаимоотношения бывают сложными  и что, в отличие от терригенных осадков, тектонические условия не являются настолько же необходимыми при обобщении и выделении естественных групп карбонатных   пород. Некоторые из   этих взаимоотношении   рассмотрены ниже. Другие приведены в таблицах.

Тектоника

Тектоническая деятельность определяет карбонатное осадконакопление на различных уровнях. Основными видами ее проявления являются скорость и непрерывность опускания, без которого седиментация незначительна. Быстрое и непрерывное погружение способствует в некоторых областях образованию карбонатов. Как уже отмечалось в главах I и II, если тектоническое погружение компенсируется, или даже перекрывается с небольшим избытком скоростью осадконакопления, это может привести к приросту суши или даже обусловленному осадконакоплением перемещению береговой линии, не менее впечатляющему, чем наступление дельт, сложенных обломочным материалом.

Таблица XII-1 Взаимоотношения параметров, контролирующих и видоизменяющих карбонатонакопление

Устойчивая во времени карбонатообразующая система, возраст 2,5 млрд. лет

Тектоническая структура региона может воздействовать на циркуляцию вод (водообмена) вдоль берегов. Сложная морфология Аравийского берега Персидского залива свидетельствует об этом. Ориентировка современных поясов складчатости и зон разломов косая, относительно границ блоков фундамента, обуславливает закономерное чередование выступов, и бухт   береговой линии   и таким   образом влияет   на степень ограничения свободы циркуляции морских вод. С другой стороны, ориентировка структурных элементов перпендикулярно преобладающему направлению ветра и волнения содействует быстрому росту организмов, приводя к развитию барьерных и краевых рифов. Растущая под водой локальная тектоническая структура может вызвать образование лоскутных или конусных, башенных рифов, что и происходит в настоящее время в Персидском заливе и в Мексиканском заливе.

Помимо этого, незначительное опускание бассейна может оказать воздействие на диагенез, облегчив надстраивание подводных карбонатных платформ до уровня моря.

Влияние эвстатических колебаний уровня моря и ложа

Глобальные оледенения и гигантские тектонические перемещения океанических и кратонных плит могут вызывать эвстатические изменения уровня моря, согласные с локальным тектоническим опусканием, или противоположно направленные. Если эвстатическое снижение уровня не компенсируется тектоническим опусканием, оно может обусловить необычное положение поверхности воды, вызвать улучшение подземного стока и более интенсивный диагенез в отложениях шельфа. Это особенно характерно для климатического режима с обильными сезонными осадками, чередующимися с засушливыми условиями.

На шельфах, поверхность которых на большом протяжении оказалась осушенной в результате эвстатического понижения уровня моря, развивается несколько стадий карста, который, в свою очередь, определяет последующее образование карбонатов и распределение фаций после нового затопления [293, 294]. Подводные фазы, обусловленные растворением по окраинам подводных закарстованных платформ, образуют основание для барьерных рифов, цепей островов, развивающихся по водоразделам старых систем карстового стока. При погружении изолированных массивов и останцов, на крутых боковых поверхностях которых развиваются собственные фазы растворения, могут образоваться атоллы и фаро, выступы и проходы между рифами - при возобновлении роста карбонатных сооружений на бортах прежних лагунных ложбин и гребней растворения.

Гидрология и климат

Значение гидрологических факторов, обусловливающих образование карбонатных построек и видоизменяющих их, было отмечено Стентоном [346] и Уилсоном [417]. Если не считать приливно-отливных явлений, климатический и гидрологический факторы тесно переплетаются. Более детально анализ проведен Стэнтоном. Приведем примеры тесной взаимосвязи этих факторов:

1. Ветры и волнения вызывают ряд явлений, способствующих как росту карбонатных построек, так и разрушению их. Приток свежей воды, обогащенной питательными веществами, влияет на расцвет жизнедеятельности организмов. Потеря водой, приведенной в движение, СО2 приводит к усилению образования СаСОз, в результате чего происходит цементация обломков. Нагромождение осадка под воздействием волн приводит к расширению зон, в которых могут существовать организмы. Даже ветры, дующие к берегу, содействуют карбонатообразованию, вызывая восходящие течения, приносящие питательные вещества. Сильные штормы, разумеется, разрушают скопления карбонатного вещества и создают трудности для роста некоторых более нежных известковых организмов; однако позитивное воздействие волнения больше, чем его разрушительные тенденции.

2. Сочетание климатических и гидрологических условий определяет соленость. Аридный климат и ветры с континента обусловливают увеличение скорости испарения. Это, в свою очередь, вместе с небольшой разницей уровней прилива и отлива и слабым водообменом, связанным со сложностью очертаний берега, приводит к тому, что условия сильного испарения обусловливают уменьшение количества карбонатообразующих организмов и их видовой состав. Эти же обстоятельства способствуют выпадению карбонатного цемента в зоне заплеска и в мелководных морских заливах.

3.Соответствующее сочетание тектонической стабилизации, эвстатических колебаний уровня моря и климатических условий имеет большое значение для диагенеза карбонатов. Литификация карбонатного вещества может быть обусловлена переходом в субаэральные условия в результате длительного снижения уровня моря. Чередование сухих и дождливых сезонов способствует интенсивной цементации карбонатной массы. Напротив, в условиях интенсивных тропических дождей и покрова пышной растительности происходит значительное растворение карбоната.

 

ТАБЛИЦА  XII-2

ФАКТОРЫ,   ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ   КАРБОНАТООТЛОЖЕНИЕ   В   СОПОСТАВЛЕНИИ   С   ТЕКТОНО-

 

ВОЗРАСТАНИЕ ПОГРУЖЕНИЯ <-

-> ЗНАЧИТЕЛЬНО   МЕНЬШЕЕ   ПОГРУЖЕНИЕ

Факторы общего характера

Специфические факторы

Геосинклинали

Бассейны

Окраины шельфов с подводными банками открытого моря и крупными платформами

Циклические толщи платформы шельфов

Заполняемые Турбидитами

1

Лепто

1

Лептоэвксинные

1

Карбонатные купола

2

Шельф со свободной циркуляцией, мелководный  бассейн

2

Илы нижней части склона

3

Откосы рифовых бугров

5 и 6

Откосы рифов

5

Однородные пласты известняков  большой протяженности
7

Циклы с оолитовыми известняками
6

Циклы с преобладанием илов приливной зоны
8

Циклы с аридной субаэральной экспозицией
9

Эвстатические понижения уровня моря

Активнее, чем  погружение

 

 

 

 

 

Возможен диагенез

Диагенез, карст, контролирующий субстрат и форму рифов

Высокое стояние уровня моря, осадки трансгрессий

Контроль цикличности

Существенный контроль над диагенезом

Локальный тектонический режим

Активен во время осадконакопления

Заполняет бассейн продуктами разрушения суши и шельфа

 

 

Системы куполов, контролируемые купольными и разрывными структурами

 

 

Образует фундаменты отдельных рифовых тел (?)

 

 

 

 

Направления косые или параллельные берегу

 

 

 

 

 

 

 

Параллельные берегу способствуют росту рифов

 

Параллельные берегу способствуют оолитообразованию

Под углом к берегу создают ограниченную циркуляцию

 

Климат

Тропический гумидный

 

 

 

 

 

 

Карст растворения

 

 

Изменчивая соленость, солоноватоводные марши

 

Аридный сезонный

 

Рассолы повышенной солености могут вызывать ограничение водообмена и содействовать эвксинным условиям

 

 

Широко развитая цементация известковых песков на барьерном острове в зоне осушки

 

 

Эвапоритовая себха

Отложения эвапоритовой себхи

Гидрологический режим

Замкнутый

Мелководье с ограниченной циркуляцией

 

 

 

 

 

Вызывает течения соленой воды вниз по уклону

Возможно ограничение циркуляции у рифов на мелководье

 

 

В верхних частях некоторых циклов

Ограниченная  циркуляция в перенасыщенных солями лагунах и в зоне  приливной осушки

 

Открытого шельфа

 

 

 

 

 

Базис штормовых волнений воздействует на дно

Умеренный прибой

Умеренный прибой положительный эффект

Сильный прибой

Приводит к образованию ракушечных песчаных линз в известковых илах

 

 

 

Мелководье с ветрами и течениями, приносящими приливно-отливно й режим

 

 

 

 

 

 

Приливно-отливные течения обеспечивают циркуляцию вод

Приливно-отливные течения оказывают положительное воздействие

Приливно-отливные течения содействуют циркуляции на шельфе

Образование приливного бара, хорошо образованные оолиты

Воздействие приливов, минимальное только в  ложбинах

Влияние приливов, значительное при условии большой высоты

Глубоководного открытого моря

Глубоководных течений нет

 

Нет течений, застойная обстановка, восстановительная среда с H2S

 

 

Нет течений на глубине, внизу склона возможна аккумуляция ила

 

 

 

 

 

 

Глубоководные восходящие течения

Плотностые турбидитовые потоки

Слабые течения - знаки ряби

 

Обусловливают появление куполов и их форму, нагромождая материал

Только достаточно сильные - вымывают тонкий осадок

 

 

Рост органического каркаса усиливается под действием восходящих течений

 

 

 

 

Организмы

Каркасообразующие

 

 

 

 

 

 

Играют важную роль в лоскутных рифах на карбонатных скатах

Доминируют в современных рифах, выделяются в мезозое и силуре-девоне

 

 

 

 

Связывающие коркообразующие

 

 

 

 

 

Купола покрываются корочками

Рельефные бугры всех геологических периодов часто микритовые

 

 

 

 

 

Задерживающие осадок

 

 

 

Образуют купола в зоне проникновения света и под

Мелкие холмы

Ветвистые и   ажурные формы улавливают и закрепляют осадо

Ветвистые формы содействуют улавливанию   и закреплению осадка

 

Мелкие купола в нормально-морских частях циклов

 

 

Органогенный состав фаций

Процесс карбонатонакопления контролируется также колебаниями потенциала роста и рифостроительной деятельности различных организмов в ходе геологического времени, причем эта эволюция лишь частично зависит от физических факторов.

Хекель[151] приводит диаграмму, иллюстрирующую значение различных групп организмов для образования карбонатной массы и рифового каркаса в течение геологической истории (рис. XII-6). На табл. XII-1 показаны шесть главных фаз эволюции и распределение по этим фазам организмов в соответствии с их способностью захватывать осадок, сцеплять его и сооружать рифовые постройки. Известковые водоросли существуют непрерывно в течение фанерозоя, занимая одно и то же экологическое положение и воздействуя на карбонатонакопление одинаковым образом. В то же время такие группы, как кишечнополостные (кораллы и строматороиды), имели эпохи расцвета и потери значения, причем кульминации для рифостроителей отмечались в среднем палеозое и от юры до голоцена. Кроме того, особые группы, имеющие большое значение для скрепления осадков и улавливания их, доминировали в определенные геологические периоды. Например, колониальные и коркообразующие фораминиферы с девона до юры, мшанки в ордовике и раннем карбоне и рудисты в мелу.

Рис. ХII-6. Доминирующая роль главных групп организмов в карбонатных постройках в ходе геологического времени. По Хеккелю [151]

 

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ  УСЛОВИЯ   ОБРАЗОВАНИЯ   КАРБОНАТНЫХ  ПОСТРОЕК И ЦИКЛОВ

Большие массы карбонатного вещества не накапливаются в областях тектонической деятельности, если не считать некоторых изолированных рифов в геосинклиналях. Причиной этого является интенсивная эрозия, развивающаяся в условиях орогенного поднятия и связанный с ним в гумидных областях значительный приток пресной воды и терригенно-обломочного материала, подавляющий карбонатообразование. Но поскольку тектоническая деятельность не контролирует области сноса и скорость осадконакопления в карбонатной зоне в той же степени, что и при накоплении терригенных осадков, может и не наблюдаться четкого соответствия между тектоническим режимом и накоплением карбонатных толщ. Другие контролирующие факторы имеют равное или более существенное значение для определения облика основных типов карбонатных осадков. Тем не менее мегатектонические элементы (геосинклинали, бассейны, кратонные области) могут являться существенной основой при классификации карбонатных фаций даже если группы не будут в седиментологическом отношении настолько четкими, как хотелось бы.

Соотношения между тектоническими условиями и основными группами фациальных схем карбонатных отложений показаны в табл. XII-1 и2.

Второстепенные категории в приводимой ниже классификации основаны как на форме и ориентировке построек, так и на их фациальной принадлежности. Эти характеристики связаны со скоростью погружения основных тектонических элементов. Классификации, предложенные Кребсом [194], Кребсом и Монтжоем [196], Вильсоном [417], были в той или иной степени дополнены с целью их более широкого применения. Такая же классификация предложена Хеккелем [151]. Как и в гл. II, нумерация подобрана так, что цифры соответствуют классификации Кребса и Монтжоя.

1.   Бассейновые постройки в областях значительного опускания:

а)   в краевых кратонных (платформенных) бассейнах или миогеосинклиналях:

(1)    крупные отмели - банки открытого моря. Примеры: подводная платформа Пермского бассейна Западного Техаса, мел Центральной Мексики, доломиты Южного Тироля;

(2)    линейные системы вдоль разломов фундамента. Примеры: позднеде-вонские постройки района Ледюк - Римби в бассейне центральной части провинции Альберта (Канада);

(3)    конусные или башенные рифы (пики), располагающиеся поясами или беспорядочно. Примеры: силурийские постройки, расположенные параллельно краям бассейна Мичиган, в бассейне Уиллистон и районе Зама в Северной Альберте - в основном изолированные рифы; пенсильванские отложения бассейна Мидленд, на севере Центрального Техаса, где банки располагаются параллельно восточной окраине шельфа; франские (позднедевонские) постройки Динанского бассейна  (Бельгия);

б)  в пределах геосинклинальных трогов или вокруг вулканических поднятий. Примеры: Рейнский трог в Рейнских Сланцевых горах (ФРГ);

в)  крупные отмели - банки  открытого моря, находящегося  под влиянием океана. Примеры: банки острова Багама и связанные с ними комплексы.

2.  Постройки   по  краям   крупных  подводных   платформ   и   на  карбонатных  склонах, образовавшихся на кратонных блоках; области значительного погружения:

а) линейные постройки вдоль окраины шельфа этих платформ. Примеры: меловая Мосульская платформа в Северном Ираке, Пермский Рифовый Комплекс, окаймляющий бассейн Делавэр, и видвинутый в сторону от восточной стороны поднятия Педерналь в штате Нью-Мексико, девонские системы Прэ Киль и вокруг возвышенности Пис Ривер в Северной Альберте, Мильер Леннард, окаймляющий      бассейн Кэннинг, Западная Австралия. Типы I,- II и III окраин шельфа;

б)  комплексы отдельных банок и рифов, широко распространенные вдоль и поперек окраин шельфов таких типов. Окраина шельфа типа II. Примеры: средне- и позднедевонские постройки в пределах внешнего шельфа Рейнского трога к юго- западу от континента эпохи древнего красного песчаника, северо-западная часть ФРГ, восточный край шельфа Западного Марокко (девон), силурийский шельф (с малым количеством пояс обломочных пород) к северу от бассейна Иллинойс, США;

в)  крупные, но узкие каемки разбитых сбросами окраин кратонных блоков или орогенных хребтов. Примеры: система позднеюрских рифов Смаковер вдоль северной окраины Мексиканского залива, побережье Белиза.

3. Постройки на карбонатных склонах или платформах в областях умеренного опускания; растут в сторону мелководных интракратонных бассейнов; на шельфовых областях с разбросанными холмами, куполами и лоскутными рифами. Наиболее распространены на окраине шельфа типа II:

а)  микритовые холмы, купола и массы с очень слабо выраженным рельефом, на мелководье, обычно состоявшими только из губок, мшанок и водорослевых строматолитов. Примеры: нижний ордовик Юго-Запада США, средний ордовик Адирондакского шельфа;

б)  простые скопления ила в виде холмов и куполов с калькаренитовыми фланкирующими слоями. Примеры: уолсортские холмы и купола в отложениях раннего миссисипия в горах Сакраменто, штат Нью-Мексико, образовавшиеся ниже окраины шельфа на краях бассейнов;

в)  вершинные банки рифов, сложенные крепким рифогенным известняком - баундстоуном или илистые купола. Примеры: силур северной части Мидконтинента (средней части США), девонские лоскутные рифы Западной Сахары;

г)  фаро или лоскутные рифы чистого рифогенного сливного известняка - баундстоуна. Примеры: силур и девон обширных пространств США и Канады, девон массива Эйфель к западу от р. Рейн, силур Готланда, современные лоскутные рифы Флоридского пролива и Белиза;

д)  циклические отложения с тенденцией к обмелению вверх по разрезу карбонатных склонов от шельфа к бассейну. Пример: группа Мэдисон в миссисипии бассейна Уиллистон.

4 и 5. Низкие постройки или ореолы циклического характера, окаймляющие локальные положительные зоны на шельфе. Примеры: банка Каловьян в юго-восточной части Парижского бассейна, к северу от массива Морван и меловые известняки Эдварс вокруг поднятия Льяно в Центральном Техасе.

Для построек, включенных в эту классификацию, должны существовать современные аналоги, поскольку ее качественные признаки, такие как мегатектоническая обстановка, ориентировка и форма слагающих осадочных тел, известны и для карбонатных отложений голоцена. Проблема распознавания таких аналогов не так проста, как кажется с первого взгляда, по ряду причин: (1) Наши представления о карбонатных отложениях голоцена в основном носят двухмерный характер. Лишь в нескольких случаях имеются данные бурения, позволяющие определить мощность, фациальный состав и геологическую историю в голоцене - плейстоцене. Географическая обстановка легче для изучения, чем тектонические строение. Из полудюжины цветных областей карбонатонакопления голоцена, только во Флориде и Белизе выявлено частично трехмерное строение осадков. Это не позволяет определить скорость опускания и оценить новейшую тектоническую активность. (2) Третичная всемирная тектоническая активность и относительно высокое стояние континентов в настоящий момент обусловили существование немногих мелководных эпиконтинентальных морей. На их дне образовался тонкий покров осадка, отложившегося за последние 5000 лет, либо оно вообще лишено осадка. (3) фактически не известна такая площадь, где нормальное неритовое карбонатонакопление продолжалось без перерыва от плейстоцена до голоцена. Это объясняется резким понижением уровня моря в висконсинско-вюрмскую эпоху оледенения более чем на 100 м всего 15 000-18 000 лет назад, когда осушились стабильные шельфы, для которых столь характерен режим карбонатообразования. Кроме того, на континентальные шельфы, затопленные при последнем подъеме уровня моря, почти не поступало осадков с момента установления уровня моря на современных отметках, что произошло 5000-7000 лет назад. Карбонатные постройки по окраинам большей части шельфов не имели достаточно времени для самовосстановления.

Короче говоря, вряд ли можно найти континентальные моря или интракратонные бассейны, которые могли выполнить роль современных аналогов, а современные шельфы находятся под слишком сильным воздействием колебаний уровня моря и чисто гидрологических факторов океана и климата. G учетом этих сложностей и ограничений предпринята попытка проанализировать современные обстановки карбонатного осадкообразования с точки зрения как географической, так и тектонической обстановки и увязать их с тектонической классификацией, разработанной для древних карбонатных построек и приведенной выше. Это сделано с целью подчеркнуть значение применения современных аналогов и моделей при осмыслении и интерпретации древних карбонатных отложений.

1.  Бассейновые постройки; области значительного погружения:

а)   банки в открытом море с сильным океаническим влиянием (современные банки больших размеров в окраинных кратонных бассейнах не известны). Пример: Багамские банки;

б)   геосинклинальные и океанические области вулканизма. Пример: некоторые атоллы Тихого океана.

2.  Крупные  подводные  платформы  и  карбонатные  склоны,  формирующиеся   в   море

по периферии кратонных блоков или образующие вокруг них пояс  (кайму), в областях значительного погружения; все под воздействием океана:

а)   окаймленные рифами берега с лагунами (барьерами) или без лагун, с рифами непосредственно на берегу (каймы). Примеры: Белиз, Большой Барьерный риф Австралии;

б)  окаймляющие берег барьерные острова с остатками плейстоценовых барьеров и голоценовые песчаные бары. Примеры: северо-восточное побережье Юкатана, залив Шарк-Бей в Западной Австралии, рифы Флориды и Флоридский пролив.

3.  Постройки в пределах платформ; области умеренного погружения:

а)  шельфы, сформировавшиеся предположительно на карбонатных склонах, растущих в сторону мелководных окраинных кратонных бассейнов или передовых прогибов с разбросанными конусными или лоскутными рифами. Примеры: Персидский залив (особенно Большая Жемчужная банка). Это единственный пример окруженного сушей эпиконтинентального моря или бассейна передового прогиба, существующего в области карбонатонакопления;

б)   шельфы на окраинах континентов, затопленных во время последнего повышения уровня моря и покрытых только реликтовыми осадками. Небольшое количество разбросанных рифовых бугров. Примеры: шельф Сахуле, Кампече Западной Флориды, Никарагуа, шельф Южно-Китайского моря, перенасыщенный терригенными осадками и обладающий только окраинными карбонатными осадками;

в)  шельфовые моря над крупными кратонными блоками в настоящее время не существуют. Сравнение с древними областями можно выполнить лишь для относительно мелких заливов и лагун вдоль современных побережий. Здесь обычно наблюдаются банки или купола органогенно-детритового известкового ила. Примеры: Флоридский залив, лагуны на северо-восточном побережье Юкатана, залив Шарк-Бей (Западная Австралия).

Приведенный выше очерк связывает географическую обстановку современных моделей с тектоническим строением, что позволяет более успешно применять модели [228]. Как уже было сказано, это не всегда будет иметь полный успех. Во многих случаях можно применять детали географической модели, независимо от совпадения с обстановкой в целом. Побережье Персидского залива у Омана ближе всего соответствует полной последовательности типовых - стандартных карбонатных фаций, но только для аридного климата. Аналогично этому Флоридский залив представляет собой удобную площадь для изучения продуктов ограниченного водообмена; однако он является частью крупного географического комплекса, осложненного плейстоценовой предысторией. Внешний барьер залива тройной, состоящий из полосы Флоридских рифов, мелководного Флоридского пролива и плейстоценового кольца рифов.

Возможно, наибольшее методическое значение современного карбонатного осадконакопления состоит в том, чтобы изучить процессы и использовать эти данные для того, чтобы подстегнуть воображение, переключаясь на древние геологические объекты. Это обычно более результативно, чем просто сравнивать фациальные схемы различного геологического возраста, возможно, относящиеся к разным географическим комплексам (табл. XII-3). Исключительное по всесторонности приложение современной модели к геологической интерпретации изложено в работе Гриффитса и др. [133], посвященной меловым отложениям Мексики и Техаса.

Геолог-разведчик обычно начинает со стратиграфических наблюдений в нескольких скважинах или разрезах и с общего представления о тектонике бассейна. Как показано в табл. ХИ-3, предварительно изученный ископаемый конкретный пример сравнивается с подобранной по подходящей географической обстановке с голоценовой моделью (аналогом). Голоценовая модель позволяет измерять и оценивать и морскую седиментацию. Модель процесса, если дополнить ее малой дозой воображения, можно применить для уточнения хорошо известных геологических примеров и далее для прогнозирования на не полностью изученных комплексах карбонатных фаций и для более полного предвидения ориентировки и фациального плана.

В качестве примера такого синтеза моделей голоценовых и древних объектов, имеющего большую методическую ценность, рассмотрим развитие представлений о Пермском Рифовом Комплексе. Ньюэлл и др. {246] после детального исследования Багамских банок и изучения тихоокеанских рифов (после Второй Мировой войны), использовали единичные в то время модели голоценовой седиментации для того, чтобы лучше представить Гваделупские слои штатов Нью-Мексико и Западный Техас как крупную систему барьерных рифов. Размеры и географические особенности современных и древних моделей хорошо согласовывались. Но затем петрографические исследования пермских «рифов» показали, что в них отсутствует органический каркас, способный укрепить крутой откос окраины шельфа; это привело к оживленной дискуссии в литературе об их генезисе. В период с 1960 г. в Персидском заливе были изучены процессы диагенеза в резко аридной обстановке. Эта область казалась с точки зрения географической обстановки мало подходящей для сравнения с Пермским Рифовым Комплексом. Тем не менее многие черты диагенеза на протяжении этого аридного побережья оказались идентичными пермским отложениям: эвапориты в обстановке себхи, друзовая цементация в зоне заплеска, быстрое отвердение комковатых песков в приливно-отливной зоне осушки, широкое развитие колбообразных водорослевых строматолитов, многоугольники усыхания и доломитизация в зоне приливно-отливной осушки. Данхэм [95] на основании сходства диагенеза установил сходство процессов и предположил, что причиной закрепления крутого обрыва окраины шельфа могла явиться литификация в экстремальных климатических условиях и периодических понижениях уровня моря. В настоящее время быстро прогрессирует исследование классических банок триаса в Доломитовых Альпах и выясняется происхождение этих сооружений с помощью данных, полученных в результате изучения современных процессов литогенеза в водозной зоне и благодаря более глубокому пониманию генезиса Пермского Рифового Комплекса, представляющего собой модель, не слишком удаленную по времени от лагунных отложений Альп [47]. Дальнейшее исследование внутренних частей современных рифов выявили важную роль подводной цементации в их сохранении. Роль этих процессов необходимо устанавливать в пермских постройках гор Гваделупе.

Геологическое мышление, направленное на интерпретацию происхождения карбонатных построек, эволюционирует столь же непрерывно, как и организмы, строящие эти массивы. Нам предстоит узнать еще очень многое. Дидактический метод, использованный в этой книге с многочисленными очерками и классификациями, не должен затемнять этого факта. Представления почти неизбежно будут изменяться по мере появления новых данных и их изучения петрографами и стратиграфами. Автор надеется, что в этой работе заложены начальные основы для описания фаций карбонатного осадконакопления, на которых могут базироваться более точные представления об обстановках и прогноз вертикальной последовательности в разрезах и географических плановых фациальных изменений. Изучение современных процессов и совершенствование голоценовых моделей необходимо для генетических интерпретаций древних толщ; однако распознавание и классификация того, что реально существует в геологической летописи, должно составлять первичный базис для наших представлений.

 

 

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.