в какой части морского бассейна накапливаются карбонатные толщи

Вход для пользователей

Навигация

Карбонатные фации в геологической истории. Глава 1. Основные черты карбонатной седиментации.

НЕОБХОДИМЫЕ УСЛОВИЯ МОРСКОЙ СРЕДЫ: ТЕПЛО, СВЕТ, ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ

Преобладающая часть карбонатной седиментации, хотя и не вся пол­ностью, является результатом химических и биохимических процессов в специфической морской среде, для которой характерна прозрачная теплая вода и мелководье. На карте (рис. 1-1) в масштабах планеты. показана четкая связь такого осадконакопления с экваториальным по­ясом и областями теплых океанических течений. Фейрбридж [64, с. 404] приводит рисунок, на котором видно, что неритовые карбонатные осад­ки располагаются к северу и югу от экватора ниже широты 30°. Между 40-й параллелью южной и северной широты на дне глубоких океаниче­ских бассейнов находится большое количество карбонатного материа­ла, но в более высоких широтах его нет, за исключением Северной Атлантики вдоль Гольфстрима. В теплых прозрачных водах отлагают­ся наиболее толстые раковины беспозвоночных кальцитового или арагонитового состава, там же произрастает большая часть известковых водорослей, за пределы этой зоны не выходят жизненно зависящие от водорослей кораллы, являющиеся рифостроителями или типичные для биогерм. Правда, в более холодных водах обитает огромное количество беспозвоночных, из панцирей или раковин которых могут образовы­ваться раковинные илистые пески [62, 202], но другие типы карбонат­ных осадков, такие как оолитовые, комковатые, пелитоморфные, рифогенные известняки и карбонатные илы ограничены в своем распростра­нении тропической и субтропической зоной.

Возникает вопрос, при наличии какой морской среды и какие кон­кретно химические и биологические факторы контролируют образова­ние обильных карбонатных отложений? Сложная химическая проблема отложения минералов СаС0₃ из морской воды выходит за пределы дан­нной работы. Читатель может обратиться по этому вопросу к работам [26, 246]. В настоящее время тропические моря можно считать почтр достигшими насыщения СаС0₃. Поэтому любой процесс, приводящим к удалению С0₂ из нормальной воды (рН = 8,4), превращает бикарбо натный ион в монокарбонатный и содействует выпадению в осадок СаС0₃. Как минимум, в этом процессе могут принимать участие сле­дующие факторы: повышение температуры, интенсивное испарение приток перенасыщенной воды в области, где имеются зародыши СаСО; или катализаторы, подъем морской воды из области высоких давле­ний к низким, смешивание воды, богатой С0₃ и бедной Са++, с морской водой, органические процессы в жидкостях живого организма, разло­жение с участием бактерий, дающее аммиак, возрастание рН и увели­чение концентрации карбонатов и удаление С0₂ в процессе фотосин­теза.

Не только глубина, но и тонкая взвесь, вызванная взвешенными частицами алеврита и глины, препятствуют образованию СаС0₃. Это воздействие двоякое: 1) сокращается приток света, необходимого для фотосинтеза, что угнетает рост известковообразующих водорослей, при разрушении корок которых образуется основная часть арагонитового известкового ила. Разумеется, если отложение известкового ила из мор­ской воды обусловлено биохимически, подавление фитопланктона бла­годаря мутной и слабо освещенной воде окажет существенное отрица­тельное влияние на карбонатообразование; 2) бентосные беспозвоноч­ные дают в осадок заметное количество частиц карбоната кальция лю­бых размеров, и взвешенные глинистые частицы по’давляют развитие этих животных, нарушая их механизм питания.

Нельзя не отметить, что основные массивы известняков и доломитов представляют собой удивительно чистое карбонатное вещество и содер­жат всего несколько процентов глинистого или алевритового нераство­римого остатка. Такие «загрязняющие» компоненты, несомненно, отри­цательно сказываются на отложении известковистых осадков.

Еще два процесса хотя и не обязательны, но могут иметь важное значение для отложения карбонатных осадков: перемешивание воды и сильное испарение. Первый процесс будет рассмотрен несколько ниже. Роль испарения в повышении концентрации солей морской моды в бас­сейнах и на приливно-отливных равнинах хорошо доказана. До того как концентрация растворенных в воде солей станет достаточной для садки CaS0₄, из воды биохимическим путем, или совершенно без уча­стия органического вещества, должен быть полностью удален СаС0₃. При этом образуются переслаивающиеся, лишенные фауны тонкозер­нистые гомогенные известняки с прослоями гипса или ангидрита в бас­сейновых отложениях эвапоритов.

Перечисленные факторы, вызывающие образование морских осад­ков карбоната кальция, можно рассматривать как систему специфиче­ских природных процессов. Все остальные процессы седиментации на­кладываются на эту систему и видоизменяют продукты в ту или иную сторону. Так, тип организмов, колебания уровня моря, скорость погру­жения, гидрографические факторы и климат обусловливают «изготовление» в карбонатной «фабрике» всех разновидностей известняков и до­ломитов, известных в геологической истории (см. рис. XII-1 в заключи­тельной главе).

Организмы являются материалом для образования обломочных отло­жений с широким диапазоном размеров частиц и образуют большие массы химически осажденных известняков.

Известковые илы. Седиментологи широко обсуждают их про­исхождение и способы накопления. Они представляют собой очень рас­пространенный осадок мелководных тропических морей или верхних слоев воды открытого океана. Холодные воды морей умеренной зоны дают только ракушняк и алевритистый биогенный карбонатный детрит; в океанических бассейнах осадки, образованные за счет планктона, со­стоят в основном из материала алевритовой размерности, образовавше­гося в зоне фотосинтеза низких широт.

Тонкий известковистый осадок выпадает на дно, не испытывая за­метного уплотнения: В нескольких сантиметрах ниже поверхности не­уплотненного осадка он состоит из почти равного количества СаС0₃ и воды. Карбонатный минерал в современных мелководных известковых илах представляет собой в основном арагонит, но может содержать в заметных количествах (до 50%) высокомагнезиальный кальцит (в це­лом более 10 моль-процентов Mg в кристаллической решетке) и до 10-15% низкомагнезиального кальцита (в целом менее 5 моль-про­центов Mg).

Известковый «ил образуется несколькими способами: при отмира­нии и разложении организмов бентоса (в основном известковых водо­рослей), за счет истирания более крупных карбонатных частиц, накоп­ления биогенных частиц из планктона и, возможно, за счет непосред­ственного осаждения из морской, воды (возможно, под воздействием биохимической стимуляции за счет взрывов жизнедеятельности фито­планктона). Как высоко- так и низкомагнезиальный кальцит, отлагаю­щийся в море, образуется при истирании раковин; что касается араго­нита, который местами составляет более половины и даже до 95% из­весткового ила, его происхождение дискуссионно. Разногласия возни­кают в особенности по вопросу о том, образуются ли тонкие (4 мк) иголочки арагонита при разрушении кодиевых водорослей или неор­ганическим путем. Все данные свидетельствуют, однако, об органиче­ском происхождении тонкого известкового ила, если не всего, то боль­шей части.

ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, КОНТРОЛИРУЮЩИЕ НАКОПЛЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ

на подветренной (западной) стороне о-ва Андрос, приливные лагуны вдоль западного побережья Персидского залива, изобилующий илом Флоридский залив. В последнем случае большое количество тонкого материала было принесено из внешних частей шельфа в лагуны и на приливные равнины штормами и приливными течениями и осталось там, хотя в этих областях идет и аккумуляция in situ.

В области спокойных вод, за рифовым или песчаным барьером либо на мелководье широких плоских шельфов, сочетание ограниченной циркуляции вод и климатических факторов действует на тип карбо­натной седиментации различным способом. Эти условия исчерпывающе описаны Ирвином [165] и Шоу [326], а их приложения к геологиче­ским разрезам рассмотрены Рёлем [304] и Люсия [223]. Застойный режим циркуляции приводит к ограничению жизненного пространства для большей части морских организмов, к более изменчивым и высо­ким значениям солености, если совпадает с засушливым климатом. Об­разование агрегатов в карбонатном илу приводит к появлению песча­ного и алевритового материала в илистых осадках лагун; дополнитель­но материал псаммитовой размерности дают моллюски, некоторые во­доросли, фораминиферы и остракоды. Зона осушки хорошо диагности­руется характерными текстурами известкового ила, возникающими при чередовании затопления (прилива) и высыхания (отлива). В засушли­вом климате обычно образуются сульфат кальция и доломит; в «тропи­ческих влажных областях линзы пресной воды создают родники и бо­лота, солоноватоводная растительность которых может обуславливать осаждение низкомагнезиального кальцита не морского происхождения.

АВТОХТОННОЕ ПРОИСХОЖДЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ЧАСТИЦ, ИХ КЛАССИФИКАЦИЯ И ИСТОЛКОВАНИЕ СТРУКТУР

В отличие от биокластов, ооиды и пелоиды образуются в пределах определенного диапазона размеров, который, по-видимому, отражает переносящую способность волн и течений в очень мелководной обста­новке (1-10 м). Преобладающая часть образований имеет размеры от 0,5 до 1,5 мм в диаметре.

Подведем итог. Карбонатные частицы вследствие местного проис­хождения имеют разнообразные форму и размеры, обусловленные их способом образования. Поэтому их генетическая интерпретация может и должна отличаться от понимания сходных особенностей терригенных осадков. Например, в смеси из 65% карбонатного ила и 35% обломков псаммитовой и псефитовой размерности, представленных фрагментами криноидей и мшанок, является ли ил результатом привнесения его к месту произрастания криноидей и мшанок? Или же такое количество ила присутствует потому, что здесь обитали многочисленные водоросли или другие организмы, поставлявшие тонкий материал и соперничав­шие с организмами, продуцировавшие крупные частицы? Такой вопрос не возникает при изучении терригенных обломочных пород, но его все­гда необходимо помнить при исследовании карбонатов.

Для установления категорий структур карбонатных осадков необ­ходимо учитывать следующие факторы (использованные в этих клас­сификациях).

«Различие между осадком, отложившимся в спокойной воде, и образовавшимся в воде подвижной, является фундаментальным. Данные, относящиеся к решению этой проблемы, необходимо включать в название класса. Этого можно добиться несколь­кими методами. Первый состоит в том, чтобы сосредоточить внимание на среднем или преобладающем размере, исходя из ошибочного представления о том что все раз­меры обусловлены гидродинамически. При втором методе исследователь сосредота­чивается на размерах, количестве и условиях грубого материала, принесенного к месту отложения. Такой подход к тому, что может помочь восстановить течения давно использовался для изучения материала, принесенного с суши; однако для карбонат­ных осадков этот метод не приемлем, поскольку многие грубые частицы образова­лись на месте. Третий метод применяется в том случае, когда необходимо сосредо­точить внимание на тонком материале, который мог остаться на месте отложения. Такое внимание к тому, что можно назвать течениями выноса, или вымывающими течениями, следует рекомендовать, если мы хотим охарактеризовать карбонатные осадки в порядке последовательности их образования в гидравлической обстановке. Поскольку спокойные воды характеризуются илистым осадком, способным осесть на дно и сохраниться там, представляется, что породы с основной илистой массой следует противопоставить породам, в которых она отсутствует, независимо от коли­чества и размеров грубого материала» [91].

2. Возможность существования каркаса из зерен, определяемая степенью упаковки частиц. Состоит ли осадок из плотно сгруженных зерен, опирающихся друг на друга, или же зерна не соприкасаются, «плавают» в основной массе, первоначаль­но представляющей собой известковый ил? Изменчивость отношения зерен к микриту в мелководных карбонатных осадках, наряду с исклю­чительном разнообразием формы частиц, делают концепцию Данхэма с применением понятий скелетной структуры и упаковки (или укладки) не менее полезной и почти столь же точной, как и отношения микрита и зерен, применяемые в других классификациях. Естественно, что об­разование скелета из зерен зависит не только от их количества, но и от формы зерен. Сферические частицы образуют жесткую постройку, не нуждающуюся в цементе, когда зерна составляют 60% от общего за­полненного объема. Твердые разветвленные стебли и выгнутые рако­вины образуют такую постройку, заполнив всего 30% общего объема [91, табл. II]. Представление о такой укладке может оказаться очень полезным, поскольку каркас из зерен (гранулярная ткань) может обус­ловить важные диагенетические преобразования, например, из-за от­сутствия в межгранулярном пространстве известкового ила и поэтому более интенсивного проникновения межзерновых растворов, более ран­него растворения зерен и образования более крупных вторичных кри­сталлов. Спектр структур карбонатных пород, предложенный Фолком (рис. 1-4), не менее удачно отражает концепцию упаковки, чем клас­сификацию Данхэма (рис. 1-5).

Первично-осадочная структура распознаваема

Первичная структура распознаваема

Первичные компоненты не были скреп­лены во время отложения

Первичные компоненты были скреплены во вре­мя отложения (это доказывается срастанием скелетных остатков, слойчатостью, не подчиняю­щейся силе тяжести; при­сутствием полостей, выст­ланных осадком и перекрытых органическими или предположительно органическими остатка­ми, по величине превышающие межгрануляр­ные поры)

Кристаллический карбонат (разделяется в соответствии с классификацией метаморфизованных пород и структур)

Порода содержит ил (частицы пелитовой и мелко­алевритовой размерности)

Порода не содержит ила и состоит из опирающихся друг на друга зерен

Источник

Вход для пользователей

Навигация

Карбонатные фации в геологической истории. Глава 10. Признаки обмеления в верхней части шельфовых циклов и доломитизация.

Для карбонатного осадконакопления характерны три типа осадочных циклов, которые широко распространены на обширных платформах и во внутренних частях крупных морских банок. Такие циклы выделяются в большинстве шельфовых или «зарифовых» фаций, хотя выраженность не всегда явная, если не подчеркивается терригенными слоями. Циклы, состоящие из терригенных и известняковых элементов, рассмотрены в главе VII.

Чисто карбонатные шельфовые циклы почти неизменно асимметричны и обнаруживают черты обмеления вверх по разрезу, причем осадконакопление происходило главным образом в периоды регрессии моря, происходившей в обстановках, соответствующих фациальным поясам 6-9. Процесс развивался так, как если бы неуклонное погружение шельфа сопровождалось периодически повторяющимися относительно быстрыми повышениями уровня моря, вслед за которыми неизменно следовало продвижение береговой линии в море вследствие накопления осадков и заполнения осадками затопленной области в течение некоторого промежутка времени. Такой процесс приводил бы к образованию ритмичных или гемициклических отложений, но тот же эффект столь же естественно мог быть результатом эпизодических и быстрых погружений шельфа, как и результатом независимых регионально проявлявшихся колебаний уровня моря.

В тектонически «нейтральных» участках проявляется тенденция к увеличению числа циклов. На участках, расположенных далеко внутри шельфа или вблизи окаймляющей его суши, где непрерывно происходит поднятие, обнажающаяся из-под вод моря поверхность значительна, и отдельные циклы выпадают из разреза из-за перерывов осадконакопления. На внешних краях шельфов погружение происходит непрерывно, и глубины вод слишком велики, чтобы колебания уровня моря могли отразиться в разрезе осадков (рис. Х-1).

Отложения, включающие карбонатные шельфовые циклы, как правило, принадлежат к крупным регрессивным этапам истории Земли; в разрезах они обычно (в.верхней их части) становятся более многочисленными, становясь одновременно более маломощными, характеризующими условия более замкнутых морских бассейнов, и менее правильными.

Привнос терригенного материала мало влияет на чисто карбонатное шельфовое осадконакопление, и вариации накопления обломочного материала не могут быть, хотя бы частично, причиной цикличности таких отложений. Тем не менее, несколько других взаимосвязанных контролирующих факторов усложняют основной механизм, заключающийся в колебаниях относительного уровня моря, и до некоторой степени видоизменяют основную схему цикличности. Кроме местных тектонических факторов, упомянутых выше, они включают: изменения степени свободы циркуляции вод на шельфе, вариации приливной деятельности, общий объем затопленного шельфа, климатические изменения, величину и частоту периодических понижений уровня моря, вариации подводного рельефа, т. е. высоты и крутизны склонов карбонатных платформ или отмелей. В главе II рассмотрены механизмы, обусловливающие циклическое осадконакопление, и приведены ссылки на современные работы, посвященные этому вопросу.

Рис. Х-1. Три типа циклов осадконакопления на шельфе; циклы наилучшим образом развиты в промежуточной области умеренного прогибания

Изучение многих таких шельфовых карбонатных циклов показывает, что существует три главных, но не вполне четко выраженных типа осадочных циклов с признаками обмеления в верхней их части.

Циклы типов 1 и 2 формировались на широких мелководных кра-тонных шельфах; они могут постепенно переходить один в другой, причем первый тип более характерен для участков шельфа, обращенных к открытому морю. В широком региональном плане намечается самостоятельность этих двух типов. Примеры их описаны ниже.

В табл. Х-1 приведена идеализированная последовательность характерных обстановок осадконакопления, показывающих обмеление вверх по разрезу циклов. Хотя немногие циклы строго построены по этой схеме, она все же полезна для предсказания последовательности в случае, когда выполнены тщательные петрографические описания.

ПОВТОРЯЮЩАЯСЯ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ OBCTAHOBOK ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

В КАРБОНАТНЫХ ЦИКЛАХ С ПРИЗНАКАМИ ОБМЕЛЕНИЯ ВВЕРХ ПО РАЗРЕЗУ

Стандартные фациальные пояса

Поверхность твердого дна или осушения Эвапорит водоема себхи

Фаза карбонатного осадконакопления с чистыми

Лагуна, приливные каналы и шельфовые иловые купола и низкие банки. Отмели, расположенные непосредственно за рифом и приливные бары

Воды открытого моря с глубинами, обеспечивающими циркуляцию вблизи уровня базиса действия волн

Ниже базиса действия волн; привнос терригенного материала погружения

Нормально-морская, фаза открытой циркуляции

Начальная фаза накопления терригенного обломочного материала

ЦИКЛЫ ООЛИТ-ГРЕЙНСТОУНОВЫХ ИЗВЕСТНЯКОВ

Циклы с признаками обмеления, сложенные биокластическими грейнстоунами с окатанными, истертыми зернами, одетыми оболочками и некоторым количеством оолитов правильной формы, особенно обычны для юрских и нижнекаменноугольных отложений северного полушария. В отложениях другого возраста грейнстоуны циклов не содержат хорошо развитых оолитов и образованы лишь зернами с оболочками (девон и мел).

Описание циклов. Во впадине Уиллистон и в области Монтаны залегает миссисипская толща мощностью 400-700 м, включающая формации Лоджпоул, Мишен-Кэньон и Чарлз группы Мздисон. В целом верхняя часть разреза более мелководна и отлагалась в море, распространявшемся из мелководной впадины Уиллистон на поднятие Центральной Монтаны; первоначально отлагались темные глинистые известняки, местами циклично чередующиеся с оолитовыми слоями. Выше слоев, свидетельствующих о затоплении обширных пространств, циклы слагаются преимущественно оолитовыми породами со светлоокрашенными пеллетовыми слоями в кровле. В позднемиссисипское время <Чарлз) продолжалось образование циклических отложений по мере того как море постепенно отступало из области шельфа, отлагая осадки в центре бассейна Уиллистон. В течение этого периода верхние части каждого из циклов становятся более эвапоритовыми, и в конце концов в центре впадины отлагается соль.

Рис. Х-2. Цикл с обмелением вверх по разрезу в формации Лоджпоул миссисипского возраста; район Тимбер-Крик, горы Биг-Сноуи-Маунтинс,Монтана.

Циклы формаций Лоджпоул и Мишен-Кэньон более развиты вдоль краев очень крупной неглубокой перикратонной впадины Уиллистон в Северной Дакоте, в Саскачеване и на примыкающих к ней шельфах, на западе. Приподнятый широтный элемент на шельфе Монтаны к западу от впадины (поднятие Центральной Монтаны) ныне географически совпадает с крупными поднятиями Скалистых гор, в которых обнажены шельфовые эквиваленты отложений впадины Уиллистон. В течение двух десятилетий (1950-1970 гг.) благодаря успешным поискам нефти во впадине Уиллистон были проведены детальные стратиграфические исследования как по обнажениям, так и по скважинам. Была-хорошо разработана схема регионально-стратиграфического расчленения отложений, а также изучены особенности литологии. Первый подробный анализ схемы распределения фаций принадлежит Эди [100];. наиболее современной является работа Смита [343].

Рис. Х-3. Схематический разрез формации Лоджпоул из группы Медисон в Центральной Монтане; разрез Грейт-Фолс на северо-западе, в направлении на юго-восток. По Смиту [343]

В группе Мэдисон может быть прослежено более 15 циклов вдоль той части шельфа Монтаны, которая обнажена в горах Биг-Сноуи и Литл-Белт в пределах поднятия Центральной Монтаны и в горах. Бриджер-Маунтинс к югу от него. Рис. Х-2 иллюстрирует типичный оолитовый цикл формации Лоджпоул. Проведенные Смитом детальные петрографические исследования и прослеживание циклов в пределах поднятия Центральной Монтаны с севера на юг дополнили сведения о региональном распределении фаций (рис. Х-3). В составе формации Лоджпоул Смит выделяет пять циклов, нижний из которых (пачка Пейн) в горах Биг-Сноуи и Бриджер-Маунтинс содержит уолсортские биогермы, окруженные ритмичнослоистыми, темными, глинистыми «глубоководными» известняками. По скважинам было прослежено на расстояние около 350 км от северной части Центральной Монтаны близ Грейт-Фолс, через поднятие Центральной Монтаны в более мелководную область Южной Монтаны (см. рис. V-14) четыре типичных перекрывающих цикла. Нижние члены каждого цикла состоят из тонкозернистого доломитизированного слоистого пелитоморфного известняка без окаменелостей, и из кальцисилтитов с косой слоистостью знаков волновой ряби, пеллетовых пакстоунов и грейнстоунов. Эти нижние слои циклов в южном направлении приобретают более светлую окраску и местами становятся более доломитизированными. Вверх по разрезу цикла эти слои постепенно сменяются вакстоуном с обильными окаменелостями, часто с обломками мшанок и брахиопод, и далее биокластическим криноидным грейнстоуном и (или) косослоистым оолитовым известняком, имеющим часто плотное структурное строение. Оолитово-криноидный грейнстоун венчает разрез цикла. На юге и в горах Биг-Сноуи и Бриджер-Маунтинс в кровле циклов более обычны оолитовые известняки, но к северу и северо-западу от поднятия Центральной Монтаны в кровле циклов уже чаще встречаются крино-идные биокластические грейнстоуны. Изучение диагенетических изменений показывает очень раннюю цементацию, но свидетельства вадозного диагенеза или нахождения пород в ясно выраженных субаэральных условиях отсутствуют [171].

Интерпретация циклов. Распределение фаций циклических частей формации Лоджпоул в западной части впадины Уиллистон и на шельфе Монтаны необходимо учитывать при интерпретации циклов (см. рис. V-14). Возникновение циклов обусловлено повторяющимися и, очевидно, довольно быстрыми вторжениями моря в область шельфа с севера. Нижний член цикла- тонкозернистый, волнистослоистый пеллетовый известняк с немногочисленными биогенными обломками является шельфовым эквивалентом бассейновых черных глинистых мшанковых вакстоунов и кремнистых микритовых известняков. Чисто отмытые оолитовые известняки и криноидные биокластические грейнстоуны, венчающие каждый цикл, должны представлять отложения отмелей и банок, образующихся в течение регрессивной фазы на шельфе.

Среднеюрские циклы Парижскдго бассейна

5)биокластический онколитовый пакстоун с окутанными частицами; стандартная микрофация 13;

Рис. Х-4. Типовой разрез среднеюрских отложений юго-восточной части Парижского бассейна. Составлен в Лаборатории сравнительной седиментологии, Фишер-Айленд, Мацами, Флорида; см. также рис. 5-8 в этой главе. Публикуется с любезного разрешения Б. Пёрсера [296]

Рис. Х-5. Обзорная карта юго-восточной части Парижского бассейна. Кружками отмечены скважины, вскрывшие среднюю юру. Публикуется с любезного разрешения Б. Пёрсе-ра [296]

Рис. Х-6. Основные фации верхней части келловейского цикла на карбонатной банке с низким рельефом; юго-восточная часть Парижского бассейна. Публикуется с любезного разрешения Б. Пёрсера [296]

Рис. Х-7. Детальная фациальная модель келловейокого цикла на карбонатной банке с низким рельефом. Разрез вниз по падению от пояса обнажений на юго-восточном борту Парижского бассейна. Черный зигзаг очерчивает распространение оолитово-биокластических песков (вертикальная штриховка). Чисто оолитовые известняки залегают в виде линз в отложениях указанной фации и также показаны черным цветом. Рис. Х-7 и 8 показывают соответственно южный и северный фланги банки и перекрываются в районе р. Сена. Первичный рельеф был низким (крутизна склона значительно меньше 0,5°), но достаточным для того, чтобы обусловить дифференциацию фаций в широкой внутренней части банки; в келловее условия здесь становились все более замкнутыми. Вертикальный масштаб Х2500. Публикуется с любезного разрешения Б. Пёрсера [296]

Рис. Х-8. Северная сторона келловейской банки с низким рельефом (юго-восточная часть Парижского бассейна). Дополнительные объяснения см. рис. Х-7. Публикуется с любезного разрешения Б. Пёрсера [296]

Хотя келловейские фации, описанные Пёрсером, ограничивают локальную банку, четко выраженные оолитовые известняки этих циклов имеют значительно более широкое региональное распространение и: обнажены в отложениях доггера Юрских гор Швейцарии и Франции, а также далеко на севере в Англии. Эквивалентные в стратиграфическом отношении этим широко распространенным оолитовым известнякам пояса крупных рифов не известны, хотя отдельные колонии кораллов и биостромы местами встречаются в них.

Позднеюрская Аравийская зона известковых песков Аравии

Аравийский цикл С по типам пород сходен с циклом D. В районах к югу от поднятия Катар-Сурмех он также двойной и его нижняя половина венчается маломощным ангидритовым слоем, подобно верхнему субциклу. Особый интерес в этом цикле представляет базальный грейнстоун, который, будучи маломощным, является выдержанным. Максимальное развитие этого типа пород в обоих субциклах приурочено к побережью Хаса, будучи смещенным несколько к востоку, от аналогичных пород Аравийского цикла D, что указывает на регрессию по направлению от Аравийского щита к впадине Руб-эль-Хали и к поднятию Катар-Сурмех. Этот цикл обычно свидетельствует о более мелком и более замкнутом морском бассейне, по сравнению с циклом D. Присутствует большое количество оолитовых известняков. Нормально морские вакстоуны редки или отсутствуют. Тенденция к преобладанию более замкнутых и эвапоритовых условий продолжает проявляться в перекрывающих циклах В и А.

Линии процентного отношения мощности эвапоритов к общей мощности цикла (см. рис. Х-10) показызают относительную мощность венчающего ангидрита в Аравийском цикле D. Эвапоритовая покрышка имеет наименьшую мощность в восточной части постройки, сложенной известковым песком, но может слагать около половины мощности цикла в более западных участках Аравийского щита. В восточном направлении она увеличивается в мощности на поднятии Катар-Сурмех и затем утоняется, вероятно, в результате более позднего растворения. Увеличение мощности ангидрита по направлению к приподнятым областям на флангах покрова грейнстоуна и наблюдающаяся здесь ассоциация ангидрита и слоистых доломитов приливной равнины свидетельствуют о том, что он является отложением себхи на окружающих поднятиях. Кроме того, области, где ангидрит имеет наибольшую мощность и переслаивается с солью (более 75% общей мощности цикла), лежат в пределах двух впадин. Эти слои содержат также маломощные темные глины и карбонатные породы. По направлению к шельфу они замещаются известковыми грейнстоунами через промежуточные фации темно-коричневых, более или менее однородных пелитоморфных известняков; обладают равномерной горизонтальной слоистостью и содержат отдельные линзы тонкозернистого пеллетового грейнстоуна. Скважины вскрывают эти фации во впадине Басра. Во впадине Руб-эль-Хали несколькими далеко отстоящими друг от друга скважинами вскрыты темные пелитоморфные известняки формаций Диджаб и Дарб, главным образом на побережье Омана. Как к востоку, так и к западу от области распространения покрова известковых песков фации, слагающие цикл, замещаются карбонатными фациями замкнутых морских бассейнов: светлоокрашенные, доломитовые и мелоподобные пелитоморфные известняки с текстурами приливных равнин, встречены в скважинах в Катаре и в восточной части Персидского залива [420]. По мере приближения к береговым линиям у древних поднятий этот разрез становится сильно доломитизированным, причем доломитизация мелкокристаллическая по структуре.

Рис. Х-9. Фации Аравийской зоны D в разрезе вдоль побережья Хаза от нейтральной зоны до Катара и далее на восток в пределы Персидского залива; общая протяженность разреза около 550 км. Показаны два тела известковых песков в Аравийской зоне D, образующие на севере песчаную постройку; в восточном направлении они исчезают, замещаясь в Ид-эль-Шарги доломитами приливной равнины.

Рис. Х-10. Карта фаций аравийского цикла D, показывающая распространение эвапоритов и темных глинистых известняков в северной впадине Басра и в южной впадине Руб-эль-Хали. Оолитовая и грейнстоуновая постройка расположена в шельфовой области между этими впадинами и между Аравийским щитом на западе и поднятием Катар-Сурмех на востоке

Нижние очень мощные темные пелитоморфные известняки или вакстоуны прилежащей к заливу части формации Смаковер весьма напоминают отложения Дияб-Дарб Аравии. Они содержат пелагические криноидеи, фекальные пеллеты Saccocoma и Favreina и разнообразные обломки криноидеД. Эти темные известняки вместе с оолитовыми пеллетовыми грейнстоунами верхней части формации Смаковер и перекрывающими доломитизированными известняками приливной равнины и ангидритами (формация Бакнер) образуют единый осадочный цикл, который идентичен циклам Аравийской зоны, но имеет большую мощность (рис. Х-11). В Луизиане перекрывающий его менее мощный цикл шельфовых известняков носит название Хейнесвил А. По направлению к древнему берегу и вверх по разрезу оба цикла постепенно замещаются пеллетовыми пелитоморфными известняками приливной равнины и ангидритами себхи. В прибрежной зоне у края древнего палеозойского орогенического пояса располагаются песчаные и красноцветные фации.

Известняки верхней части формации Смаковер в большей степени оолитовые, чем известняки Аравийских зон. Они формировались в более узком поясе и, вероятно, на более крутом склоне. Песчаные и гравийные зерна представлены в основном частицами дазикладаций или других водорослей, онколитами и пеллетами с оболочками. Обломки раковин относительно редки. Несколько скважин в северной Луизиане вскрыли известняки формации Смаковер, содержащие обломки Hydrozoa и моллюсков, но, очевидно, осолоненные воды зарифового пространства ограничивали распространение нормально морской фауны на узком шельфе. Подобно Аравийским формациям, в юре побережья Мексиканского залива не известны рифы, хотя тектоническая позиция кажется идеальной для их развития. Рис. Х-12, основанный на исследованиях Бишопа [39, 40], иллюстрирует изменения фаций вдоль пояса отложений формации Смаковер. Бишоп выделяет следующие фации в верхней части формации Смаковер Северной Луизианы:

Шельфовые фации формации Смаковер подверглись интенсивной доломитизации, особенно в Техасе; в результате доломитизации развиваются значительная пористость и проницаемость и образуются породы, служащие хорошими резервуарами для нефти.

Весьма сходные циклы в юрских отложениях известны также в лейасе Лотарингии, где они впервые были детально описаны Клюпфелем в 1917 г. Недавно они изучены Холлэмом [90]. Гельветские покровы Центральной Швейцарии содержат мощные нижне- и среднемело-вые известняки с осадочными циклами такого типа, описанными Фих-тером в 1934 г. Обмеление вверх по разрезу одного из этих циклов детально описано Зиглером [433].

Рис. Х-12. Фации верхней части формации Смаковер в области северного побережья Мексиканского залива. По Бишопу [39]. Показана периферическая грейнстоуновая постройка мощностью в несколько сотен метров и шириной около 75 км, окаймляющая Мексиканский залив и замещаемая постепенно весьма мощными темными известковыми вакстоунами и пелитоморфными известняками впадины, которые достигают мощности более 1000 м

Твердое дно и осушающиеся поверхности

Многие оолитовые грейнстоуновые циклы увенчаны поверхностями твердого дна, которые могут прослеживаться на широких пространствах и являются неотъемлемой частью его истории. Эти поверхности могут формироваться как в морских, так и в субаэральных условиях, и свидетельствуют о временных приостановках осадконакопления или крупных регрессиях, прерывающих историю осадконакопления. Они подчеркиваются многочисленными раннедиагенетическими особенностями пород, которые тщательно изучены как в Европе, так и в Северной Америке. Впервые подчеркнута важность поверхностей твердого дна в работе Шинна [330], посвященной голоценовым отложениям Персидского залива; выводы этого исследования успешно были применены к юрским отложениям Франции [295, 296].

Критерии, указывающие на литификацию твердого дна в морских условиях, включают: равномощные друзы или палисадный (крустификационный) межзерновый цемент; выравнивание поверхности карбонатного осадка илоедными беспозвоночными; поверхности, изрытые иглокожими; полости, высверленные в затвердевшем осадке фоладами; кристаллический кальцит в геопеталях вторично высверленных полостей; устрицы, лежащие на затвердевшем грунте; переотложение гальки, образованной за счет затвердевших пород поверхности и обычная микритизация верхних нескольких сантиметров осадка в результате жизнедеятельности водорослей и бактерий. Кроме того, ниже таких поверхностей подводного размыва могут находиться слои, свидетельствующие о значительном снижении темпа осадконакопления. Появляются более обильные ходы илЪедов или более обычными становятся вертикальные ходы, образующиеся в медленно затвердевающее субстрате. Вдоль таких поверхностей наблюдается увеличение концентрации в осадке глауконита, фосфатных желваков, появляются следы пирита и окислов марганца. Окисление соединений железа при выветривании в более позднее время приводит обычно к образованию окрашенной в красные тона зоны, подчеркивающей поверхность размыва, вне зависимости от того, подвергались ли отложения первоначально окислению в субаэральных условиях.

Большинство вышеперечисленных особенностей осадочной структуры и текстуры рассмотрено в главе III.

Все описанные выше циклы и многие другие сходные образования имеют следующие общие черты:

1. Обычно они встречаются на широких шельфах, окаймляющих впадины или бассейны. Мощные грейнстоуновые части циклов должны являться результатом миграции в сторону моря условий окраины шельфа (пояс 6).

2.Преобладают хорошо развитые оолитовые зерна и грейнстоуны с окатанными окутанными биокластами, покрытыми оболочками. Правильные оолиты, по аналогии с голоценовыми осадками, являются индикаторами сильных и регулярных приливных течений.

4.Когда фации замкнутых морских бассейнов залегают в кровле цикла, они обычно представлены толстослоистыми лагунными илистыми накоплениями с отдельными горизонтами твердого дна, а не тонкослоистыми межприливными отложениями или отложениями себхи.

5.На обращенной к морю окраине шельфа не наблюдается значительных рифовых образований. Оолитовые циклы не образуются за хорошо развитыми барьерными рифами, которые слишком ограничивали бы приливные течения.

6.Местами на мористой стороне шельфа важное значение приобретают криноидные известняки; это особенно характерно для миссисипских и юрских отложений.

ЦИКЛЫ, ВКЛЮЧАЮЩИЕ ИЗВЕСТКОВЫЕ ИЛЫ И ОТЛОЖЕНИЯ СЕБХИ

Однако имеются обширные области шельфов с такими же циклами, в которых почти полностью отсутствуют грейнстоуны любых типов. Две из таких областей описаны ниже.

Циклическая толща Дюпероу (девон) впадины Уиллистон

Рис. Х-13. Карбонатно-эвапоритовый цикл с обмелением вверх по разрезу, представленный пелитоморфным известняком; формация Дюпероу, впадина Уиллистон, Северная Дакота. Показано два цикла. Дополнительные условные обозначения см. на рис. III-1

Каждый цикл (рис. Х-13) включает нижний элемент, состоящий из двух чередующихся в разрезе разновидностей пород: 1) темно-коричневых, переработанных илоедами, лито-биокластических брахиоподово-криноидных вакстоунов или 2) страматопоровых биостромов с немногочисленными кораллами и багряными водорослями. В Саскачеване ниже этих нормально морских известняков выделяются слои темных глин. Средняя часть каждого цикла представлена коричневыми пелитоморфными известняками, не содержащими крупной фауны, но охарактеризованными свойственной для замкнутых морских и солоноватоводных условий микрофауной остракод и кальцисфер, переслаивающимися со слоистыми пеллетовыми или однородными пелитоморфными известняками. Цикл венчается слоистыми неправильно-желваковыми и листо ватыми ангидритами и серовато-зелеными алевритистыми весьма тонкозернистыми доломитами, обладающими текстурами, свойственными межприливной или верхнеприливной зоне. Грейнстоун появляется лишь в виде нескольких тонких слоев выше строматопорового биострома. Циклы формации Дюпероу исключительно широко распространены, и слагающие их слои мощностью всего лишь 3-5 м могут быть прослежены на несколько сотен километров поперек впадины Уиллистон (рис. Х-14 и 15). Осадконакопление происходило в огромной зарифовой лагуне, располагавшейся южнее пояса рифов Альберты и простиравшейся вплоть до песчаных берегов в Южной Дакоте и Вайоминге. Этот весьма мелководный водоем периодически и, по-видимому, быстро затоплялся морскими водами, что вызывало расцвет некоторых бентосных организмов и временами даже рост лоскутных рифов. Постепенное обмеление по мере заполнения осадками приводило к образованию обширных приливных равнин и эвапоритовой себхи; на прилежащих шельфах широко проявлялась доломитизация (рис. Х-16). Время отложения каждого цикла оценивается периодом времени от 500 000 до 1 млн. лет, исходя из предположения о постоянной скорости осадконакопления на протяжении позднего девона. Принимая во внимание скорость быстрого наступания берега, сложенного весьма похожими голоценовыми осадками, вдоль побережья Трусиал (20 км в 5000 лет), и внося поправку для мощных циклов формации Дюпероу, можно подсчитать, что 1000 км ширины лагуны Уиллистон могли быть заполнены осадками в результате бокового наступания берега в течение промежутка времени, охватывающего от полумиллиона до миллиона лет и соответствующего единичному циклу. То, что это регулярно повторялось в обширной неорогенической области и то, что осадки не несут свидетельств размыва первоначально отложившихся слоев, заставляет предполагать в качестве причины цикличности какие-то климатические факторы или всемирные эвстатические колебания уровня моря.

Рис Х-14 Реконструкция фаций идеального цикла формации Дюпероу в разрезе, пересекающем впадину Уиллистон в меридиональном направлении. Нормально-морские биокластические известковые вакстоуны со следами илоедов (косая штриховка) и строматопоровые лоскутные рифы постепенно сменяются листоватыми пелитоморфными известняками замкнутых бассейнов, содержащими микрофауну (незаштрихо-ванные участки). Последние в Юго-Восточной Монтане сменялись вероятно, эвапоритами себхи, которые в прибрежных областях были выщелочены. По Унисону [413]

Рис. Х-15. Карта изопахит (в футах) циклов Ша и Шв формации Дюпероу, показывающая постепенное увеличение мощности от шельфа Монтаны по направлению к оси впадины Уиллистон в Северной Дакоте и Саскачеване. Профиль, изображенный на рис. Х-14, простирается от Юго-Восточного Саскачевана через антиклиналь Нессон (замкнутый контур изолинии 70 футов к северу от р. Миссури) и далее через западную часть Северной Дакоты в Юго-Восточную Монтану. По Уилсону [413]

Рис. Х-16. Схематическая карта фаций типичного цикла формации Дюпероу (верхний девон) впадины Уиллистон в Северной Дакоте и Южной Канаде. Жирная пунктирная линия разграничивает области распространения стромато-поровых банок и коричневых нормально-морских вакстоунов (на севере) и пелитоморфных известняков и вакстоунов замкнутых бассейнов (на юге). Количество эвапоритов в кровле цикла по отношению к карбонатным породам возрастает в южном направлении, но далее эвапориты внезапно исчезают благодаря последующему растворению. Точные очертания суши на юге не известны. Ее наличие предполагается исходя из увеличения содержаний терригенного материала и полной доломитизации отложений формации Дюпероу в южной части штатов Монтана и Вайоминг. По Уилсону [413]

Среднепермские шельфы Западного Техаса

Весьма похожие циклы известны в шельфовых и платформенных отложениях замкнутых морских бассейнов, представленных распространенными формациями Клир-Форк и Сан-Андрее Западного Техаса и Нью-Мексико, накопившимися в результате одной из наиболее обширных морских трансгрессий в пределах юго-запада Северной Америки, распространявшейся от Центрального Техаса далеко на запад до района Гранд-Кэньона (известняки Каибаб) и на юг от центральной части Нью-Мексико до Чихуахуа (известняки Конча). Широко проявившаяся доломитизация обусловила хорошую пористость и проницаемость пород, залегающих на глубине, и более половины объема добычи нефти в этой огромной провинции добывается из этих слоев. Региональное распространение фаций (рис. Х-17) установлено Мейснером [242], а осадочные циклы были описаны Мейснером [242], Чьюбером и Пэсеием [67] и Люсия [223]. Работа последнего, посвященная прибрежному карбонатному осадконакоплению, содержит полезные описания и иллюстрации циклов формации Клирфорк на платформе Центрального бассейна. Табл. Х-2 заимствована из работы Люсия [223, с. 169].

ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

И ОСАДОЧНЫХ ТЕКСТУР В ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ФОРМАЦИИ КЛИРФОРК

НЕФТЯНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ФЛАНАГАН, ТЕХАС [223]

Источник