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.

1. Циклы с оолитовыми или грейнстоуновыми известняками - в кровле или вблизи нее содержат крупные тела грейнстоуна, обычно оолитового; в ряде случаев выше него залегают лагунные отложения; в кровле обычна поверхность размыва.

2.Циклы, представленные известковым илом, накопившимся в условиях существенно низкой энергии вод в течение всего времени образования цикла - в кровле обычно залегают тонкослоистые карбонатные породы, накопившиеся в условиях приливной равнины или себха (соляной равнины).

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.

3.Циклы внутренних частей платформ с интенсивным ранним диагенезом - они могут напоминать первые два типа, но обычно содержат грубые, плохо сортированные пеллетовые, грейпстоун и онколитсодержащие осадки багамского типа и обильные окончатые текстуры, жилы с друзами, текстуры вигвамов («tepee»), пизоиды и другие явные признаки вадозного диагенеза. Особая область развития циклов этого типа - крупные морские банки или атоллы в областях с жарким или сезонным климатом, способствующим образованию эвапоритов, и обладающие значительной расчлененностью рельефа и хорошим подземным дренажем. Возможны изменения под воздействием как морских, так и метеорных вадозно-фреатических факторов.

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.

 

ТАБЛИЦА Х-1

ПОВТОРЯЮЩАЯСЯ ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ OBCTAHOBOK ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

В КАРБОНАТНЫХ ЦИКЛАХ С ПРИЗНАКАМИ ОБМЕЛЕНИЯ ВВЕРХ ПО РАЗРЕЗУ

 

Стандартные фациальные пояса

Обстановки осадконакопления

Фаза цикла

9

Поверхность твердого дна или осушения Эвапорит водоема себхи

Конечная фаза

8

Приливная равнина

Фаза карбонатного осадконакопления с чистыми

водами

6-7

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

2 или 7

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

Ниже базиса действия волн; привнос терригенного материала<погружения Лагунно-литоральные обстановки; 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).

Циклы оолитовых известняков на миссисипском шельфе .впадины Уиллистон

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.

Числа - футы; приведенный разрез охватывает мощность около 13 м. Контакты циклов являются, вероятно, поверхностями подводно-морского твердого дна, поокольку в оолитовом известняке отсутствуют свидетельства цементации в субаэральных условиях

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]

1 - микробиокласты, спикулы; 2 - мелкие пеллеты; 3 - мшанки, главным образом сетчатые; 4- частицы криноидей; 5 - обломки раковин, главным образом брахиопод; 6 - оолиты

 

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

В обнажениях юго-восточной части Парижского бассейна Пёрсер [295, 296] описал циклы, весьма сходные с миссисипскими циклами Монтаны. Эти циклы приблизительно соответствуют трем ярусам средней юры (доггера) - байосу, бату и келловею (рис. Х-4). Они напоминают также некоторые лейасовые слои Лотарингии и Англии [140, 192]. Каждый из них имеет мощность несколько десятков метров. Нижний член цикла, представленный глинистыми тонкослоистыми биокластическими известняками с брахиоподами и криноидеями, местами спикуловыми и пеллетовыми разностями, подобно соответствующим элементам циклов формации Лоджпоул, перекрываются более мощным средним членом цикла, представленным косослоистым оолитовым известняком, состоящим из оолитов правильной формы с многочисленными оболочками. Здесь можно видеть передовые (форсетные) слои песчаных баров высотой до 10 м, а во впадинах глубиной в несколько метров и шириной в несколько десятков метров развита фестончатая косая слоистость. Этот выразительный оолитовый известняк перекрывается толстослоистым, светлоокрашенным пеллетовым грейнстоуном, обладающим структурой пелитоморфного известняка (мадстоуна) или пакстоуна и содержащим крупные водорослевые онколиты. В этом верхнем подразделении начинают появляться поверхности размыва, а кровля каждого цикла представлена обширной поверхностью, на которой наблюдается окисление и потемнение частиц осадка, крупные устрицы и местами свидетельства ранней подводно-морской цементации, которая препятствовала образованию стилолитов и более позднему уплотнению. Оолитовые и биокластические грейнстоуны келловейского возраста могут быть прослежены вокруг крупной низкой карбонатной банки, которая существовала над незначительным структурным поднятием. Широкое покровообразное распространение грейнстоуна указывает на позднюю диахронную миграцию песков отмелей по направлению к внешней части банки и возникновение широкой плоской высотой менее 20 м банки с пологими склонами по краям; четко выраженного края шельфа не устанавливается. Поперечник банки составляет около 200 км Очертания и распределение фаций в пределах этой низкой постройки показаны на картах (рис. Х-5 и 6), составленных Пёрсером - фациальные профили по обнажениям: (рис. Х-7 и 8) с очень значительным преувеличением вертикального масштаба (в 2500 раз). Типы микрофаций могут иллюстрироваться пересечениями этой банки, а их смена в вертикальном направлении - в любом из циклов [2961. Эти микрофации следующие:

1) хорошо слоистые глинистые, алевритистые пелитоморфные известняки - на удалении от банки на шельфе;

2)хорошо слоистый биокластический пеллетовый кальцисилтито-выи пакстоун - грейнстоун - на удалении от банки на шельфе; стандартные микрофации 2 и 9;

3)биокластический оолитовый грейнстоун - рядом с баром на краю банки; стандартная микрофация 11;

4)оолитовый грейнстоун - бары на краю банки; стандартная микрофация 15;

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

6)пелоидальный, отчасти биокластический вакстоун - внутренняя часть банки; стандартные микрофации 17 и 19.

 

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]

1 - пеллетаво-оиколитовые пески и илы; 2 - оолитово-биокластические пески; 3 - глинистые иэвестково- алевритовые илы; 4 - месторождения нефти

 

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]

1 - известковые илы; 2-илистые пеллетовые пески; 3 - онколитовые гравелиты; 4- пеллетовые пески; 5 - коралловые биостромы; 6 - оолитово-биокластические пески; 7 - оолитовые пески; 8 - криноидно-кораллово-мшанковые пески; 9 - кальцисилтит; 10 - глинистый известковый ил; 11 - доломиты; 12 - поверхность подводного твердого дна

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]

1 - глинистые известковые илы; 2 - кальцисилтит; 3 - криноидно-кораллово-мшанковые пески; 4 - оолитовые пески; 5 - оолитово-биокластические пески; 6 - «багамитовые» пески; 7 - коралловые биостромы; 8 - пеллетовые пески; 9 - онколитовые гравелиты; 10 - илистые пеллетовые пески; 11 -известковые илы; 12 - поверхность подводного твердого дна

 

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

Региональное положение. На Ближнем Востоке позднеюрские грейнстоуновые слои содержат большие залежи нефти, которые в настоящее время дают ежегодно по крайней мере одну четверть гигантского объема добычи нефти в этой части Земного шара - главным образом в Саудовской Аравии. Киммериджские слои отчетливо цикличные, содержащие грубозернистые известковые пески и гравелиты, распространенные на части Аравийского щита.

Эта область лежит в пределах тектонически нейтрального шельфа между восточным краем Аравийского щита и поднятием Катар-Сурмех, расположенным далее к востоку в пределах Загросской миогеосинклинали. Позднеюрские впадины располагались к северу и к югу от этого шельфа. Впадина Басра в северной части области Персидского залива была местом весьма значительного послеюрского прогибания. На юге лежит впадина Руб-эль-Хали - обширная, но менее глубоко прогибавшаяся область, в которой накопилось около 5000 м послепермских осадков (см. рис. IX-2). Позднеюрские слои отложились в течение спорадических наступаний и отступаний моря во время крупной трансгрессии на периферии щита. Местами вдоль края полосы обнажений верхнеюрских образований во внутренних частях Центральной Аравии можно наблюдать известковые песчаники, указывающие на близость береговой линии, располагавшейся западнее от современного уступа Туваик. Однако терригенные отложения на позднеюрском шельфе в основном отсутствуют, и осадки представлены чистым карбонатом и эвапоритами, за исключением двух впадин, в которых преобладают темные глинистые известняки. В течение поздней юры тектонические движения усиливались, и впадины в оксфордское время стали более дифференцированными и не компенсировались, вероятно, осадками. Во впадинах слои этого возраста представлены сокращенными разрезами темных глин и известняков, в то время как шельфовые эквиваленты их представлены трансгрессивно залегающими известняками с обильными окаменелостями. В конце юры (киммеридж - титон), возможно, благодаря изменениям климата, постепенно усиливалось влияние замкнутых морских бассейнов, что выразилось в образовании характерных карбонатно-эвапоритовых шельфовых циклов Аравийской зоны. Венчает разрез юрских отложений (формация Хит в Аравии) ангидритовый покров. При окончательном отступании моря во впадины образовались соленосные отложения аналогично впадине Уиллистон в миссисипии при образовании формации Чарлз.

Описание циклов. В поздней юре Аравийского побережья Хаса различается около восьми циклов, но четыре наиболее заметных издав-наобозначаемых как Аравийские зоны A -D (сверху вниз) -в верхней части толщи. Каждый из этих циклов слагается биокластическим пелитоморфным известняком - вакстоуном с нормально морскими окаменелостями (брахиоподы, моллюски, иглокожие, фораминиферы) - нижний элемент; грейнстоуном (чистый, отмытый калькаренит, состоящий из биокластов и слоями -оолитов) -средний элемент; маломощным доломитизированным пелитоморфным известняком, образовавшимся на приливной равнине, на протяжении нескольких футов переходящий постепенно вверх в мощный пласт ангидрита - верхний элемент. Рис, Х-9 представляет собой литологический профиль Аравийской зоны D, наиболее низкого и наиболее мощного цикла,, содержащего в кровле выдержанный и широко распространенный слой ангидрита. В нескольких более древних циклах, залегающих ниже Аравийской зоны D, венчающие ангидриты ограничены в распространении областями впадин и не выделяются в формации Джубаила в Саудовской Аравии и в Катаре в пределах шельфовых областей. Весьма детальное петрографическое описание цикла Аравийской зоны D дано Пауэрсом [284]; проведенное им региональное исследование показывает, что местами эта зона состоит из двух циклов. В верхнем из них хорошо развит в основном нижний элемент - грейнстоун, который вверх постепенно переходит в образовавшийся на приливной равнине доломит и затем в мощный пласт ангидрита, который запечатывает залежь нефти. Нижний субцикл Аравийской зоны отвечает более нормальным морским условиям; его верхний элемент - плотный доломитизированный пелитоморфный известняк, а эвапориты отсутствуют. Этот плотный пелитоморфный известняк принимался Пауэрсом [284], как маркирующий горизонт. Стратиграфически он соответствует верхним обнаженным слоям формации Джубаила. Ниже этой плотной микритовой покрышки залегают фацци грейнстоуна, наилучшим образом развитые вдоль северной части Аравийского побережья Хаса. Наиболее нижние слои нижнего субцикла представлены известковыми вакстоунами, которые незаметно переходят в нормально морские, темно-серые, до некоторой степени биокластические отложения формации Джубаила или Дарб. Таким образом, цикл Аравийской зоны не имеет четко выраженной подошвы, и для него не может быть составлена точная карта изопахит. Обычно он имеет мощность менее 100 м.

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.

Изменения циклов на площади. Исследования, проведенные ARAMCO [284, 350], показали, что пелитоморфные известняки, доломиты и ангидриты преобладают в обнажениях пород Аравийской зоны во внутренних частях Аравии, а вниз по падению слоев они постепенно замещаются на глубине известковыми песками (в районе побережья Хаса). Профиль (см. рис. Х-9) проходит вдоль побережья от впадины Басра на севере, Персидского залива, пересекает обширную область распространения грейнстоунов Саудовской Аравии и продолжается далее к области развития фаций приливных равнин и доломитов, подстилающих Персидский залив к востоку от Катара. Рис. Х-10 показывает, что область преимущественного развития грейнстоунов в Аравийских циклах D и С совпадает с проливом, соединявшим две впадины, расположенные на севере и юге, и лежащим между приподнятыми областями на востоке и западе. Это была широкая область порога, в которой, должно быть, существовали сильные течения из одной впадины в другую и которая лежала между более мелководными приливными равнинами, располагавшимися на приподнятых участках. Более четко выраженный край шельфа на северном конце области накопления грейнстоунов был, очевидно, местом наиболее активной приливной деятельности, потому что только в скважинах, расположенных вдоль этого края, появляются настоящие оолитовые известняки. Смена фаций на севере от впадины к оолитовому шельфу происходил, вероятно, на протяжении 35 км (см. рис. Х-9). Большая часть шельфовых грейнстоунов состоит из слабо сцементированных окатанных и микритизированных скелетных обломков, многие из которых ныне могут определяться как пеллеты. Часть осадков весьма грубозерниста. Биота ограничивалась водорослями - дазикладациями, редкими фораминиферами, водорослевыми онколитами, гастроподами; присутствуют также редкие истертые обломки нормально морских организмов, таких как брахиоподы и криноидеи. По аналогии с современными карбонатными песками этот покров грейнстоунов может состоять из серий отдельных приливных баров, но недостаточно густая сеть скважин не позволяет выявить это.

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.

Цифры в кружках: 1 - темно-серовато-коричневый пелитоморфный известняк, 2 - пелитоморфный известняк, 3 - пакстоун, 4 - темно-коричневато-серый пелитоморфный известняк, 5 - грейнстоун, 6-грейнстоун и пакстоун, 7 - листоватый пелитоморфный известняк - пеллетовый пелитоморфный известняк, 8 - вакстоун, 9 - пакстоун - грейнстоун, 10 - пеллеты, 11-доломиты, 12 - основание слоев с Clypeina, 13-пеллетовый пелитоморфный известняк, 14 - пакстоун, крупнокристаллический доломит, 15 - пелитоморфный известняк с 25% доломита, 16 - листоватый пелитоморфный известняк, листоватые биокластические породы, 17 - грейнстоун, доломит, 18-афанитовый пелитоморфный известняк, 19 - микробиокластические породы, 20 - листоватые породы, 21 - сахаровидчый доломит

 

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

1 - более 50% карбонатных пород известковые пески (в пределах внутренней области); 2 - более 25% карбонатных пород известковые пески; 3 -содержание эвапоритов в цикле; 4 - окв. 20 - % содержания ангидритов в цикле, 45 - мощность ангидритов; 5 - все карбонатные породы доломиты; 6 - граница распространения плотных коричневых пелитоморфных известняков. Мощность цикла (включая ангидриты) варьирует от 200 до 300 футов (61-91,5 м), уменьшаясь при удалении от центральной западной области

Формация Смаковер

Фации Аравийской, зоны имеют много общего с фациями юрской формации Смаковер - крупного осадочного цикла оксфордского возраста, отложения которого окаймляют Мексиканский залив и залегают на больших глубинах от Миссисипи до Тамаулипаса в Мексике. Эти отложения обнажаются только в Северной и Восточной Мексике, где они получили название формации Зулоага. Они имеют мощность около 100 м и слагают пояс шельфовых оолитовых известняков и грейнстоунов шириной 30-80 км с узкими оторочками фаций склона, представленных пеллетовыми биокластическими вакстоунами. По направлению к Мексиканскому заливу этот пояс постепенно замещается значительно более мощными фациями впадины (300-600 м). Распределение фаций и мощностей указывает, что положение этой узкой полосы грейнстоунов контролировалось шарнирной линией, совпадающей, вероятно, с краем эродированных корней горной цепи Уачита.

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:

 

Рис. Х-11. Фации формации Смаковер (верхняя юра) по данным бурения в Восточном Техасе; типичный цикл с обмелением вверх по разрезу, представленный в верхней части оолитовыми и доломитизированными пеллетовыми зернистыми осадками мощностью 30 м (100 футов) и покрышкой эвапоритов. Нижние 60 м представлены темными коричневыми глинистыми биокластическими вакстоунами с брахиоподами и криноидеями. Глубины на схеме в футах 1 - оолиты; 2 - криноидеи; 3 - пеллеты и обломки раковин

Прибрежные фации - глинистый ангидрит Бакнер, кварцевые пески, пеллетовые оолитовые пакстоуны.

Гребень окраины шельфа - оолитовые пеллеты с оболочками; хорошо сортированные и частично сцементированные грейнстоуны с комками - фации главной залежи. Пизолитовый, онколитовый грубозернистый пакстоун с комками и с обильными остатками кодиаций и дазикладаций и небольшим количеством биокластического материала (табл. X В).г

Склон и впадина - пеллетовые пелитоморфные известняки и вакстоуны с глинистыми прослойками, переходящие постепенно вниз по склону в коричневые известняки с небольшим количеством биокластического материала - типичные пелитоморфные известняки и темные глины нижней части формации Смаковер.

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

1 - прибрежные пески и эвапориты; 2 - песчаники; 3-грейнстоун; 4 - пеллетовый вакстоун

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.

Поверхности осушения, указывающие на субаэральные условия в кровле некоторых циклов, с признаками обмеления в верхней части, выделяются определенными петрографическими свойствами пород, контролируемыми частично климатическими особенностями. В песках, литификация которых происходила в вадозной зоне, может наблюдаться «висячий» (pendent) или менисковый (meniscus) цемент. В межприливной же зоне формируются пляжевые накопления, арагонитовые микритовые оторочки зерен и другие особенности, характерные для истинно подводного диагенеза. В областях, подвергающихся значительному периодическому осушению, в карбонатных осадках с различными структурами может развиваться окончатая текстура. В углублениях при осушении между приливами могут формироваться эвапориты и доломиты, а вокруг соленых луж -корки карбонатов железа и «черные брекчии» (blackened breccia).

В гумидном климате первоначально отложенные в соляных водоемах эвапориты после обнажения на дневной поверхности обычно растворяются и образуют протяженные слои брекчий. Обильные дожди ведут к образованию микрокарста и элювиального слоя красноцветных почв, а также брекчий растворения, обрушивающихся в глубокие трещины. В полуаридном климате с сезонным выделением осадков на поверхности может образовываться каличе, сопровождаемое брекчиями, псевдопеллетами, вадозными пизолитами, перевернутой градацион-ностью - постепенным переходом вниз в микриты, и извилистой слоистостью с обращенными вниз выпуклостями. Деятельность бактерий может обуславливать сильную микритизацию вдоль этих поверхностей, точно так же, как и на поверхностях подводного твердого дна. Микритовые корки каличе могут образовываться на корнях, корневых волосках и вокруг трубочек водорослей и грибов при непрерывном испарении и транспирации.

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.

3.Вверх по разрезу и в направлении шельфа отложения цикла могут постепенно замещаться фациями замкнутых морских бассейнов, но местами поверхности твердого дна непосредственно перекрывают грейнстоун - т. е. поверхность отступающего осадконакопления, сформированную за длительное время.

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.

7.Циклы обычно составляют часть более мощной толщи, вверх по разрезу которой наблюдаются признаки обмеления; в верхних частях . разреза этой толщи циклы становятся более многочисленными, менее мощными и представлены фациями более замкнутых бассейнов.

ЦИКЛЫ, ВКЛЮЧАЮЩИЕ ИЗВЕСТКОВЫЕ ИЛЫ И ОТЛОЖЕНИЯ СЕБХИ

Второй тип циклов, характеризующихся признаками обмеления в верхней части, состоит главным образом из микритовых осадков, в которых фауна и текстуры свидетельствуют о постепенной смене вверх по разрезу карбонатных отложений замкнутых бассейнов слоистыми эвапоритами, образовавшимися в условиях себхи. В этих толщах наблюдается резкий контакт с вышележащими отложениями открытого моря, залегающими в основании следующего цикла, но свидетельства размыва или длительного существования субаэральных условий наблюдаются редко. Эти циклы могут быть фациальным эквивалентом оолит-грейнстоуновых циклов, которые лежат мористее на широких шельфах; микритовые фации (пояса 8 и 9 идеального профиля) обычно расположены ближе к берегу, что хорошо иллюстрируется в восточной части Персидского залива Аравийскими зонами. Вуд и Вольф [420] детально описали толщу эвапоритов приливной равнины и себхи на площади Умм-Шаиф - толщу, стратиграфически эквивалентную грейнстоуну Аравийской зоны Саудовской Аравии.

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

Автор [413] довольно детально изучал циклические осадки формации -Дюпероу (франский ярус) впадины Уиллистон. Эти отложения формировались в огромной зарифовой лагуне, простиравшейся на юго-восток от платформы КукингЛейк и рифов Ледюк провинции Альберта. Море, покрывавшее этот шельф и неглубокую впадину, достигало более 1000 км в поперечнике. Седиментологический анализ его осадков показал, что оно в целом было весьма мелким. Границы циклов формации Дюпероу маркируются ангидритами себхи и радиоактивными алев-ритистыми серовато-зелеными пелитоморфными доломитами; около дюжины циклов может быть прослежено от Южной Альберты через впадину Уиллистон Саскачевана и южной части Северной Дакоты с помощью гамма-нейтронного каротажа. Эти слои известны также в обнажениях формации Джефферсон шельфа Монтана, где могут быть выделены такие же циклы.

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].

Рис Х-17 Карта литофаций и изопахит среднепермской формации Сан-Андрее. Фации Эль-Рено представлены красноцветными алевритами и глинами («сланцами»); песчаники Глоряетта в северо-западной части штата Нью-Мексико обозначены точками- Фации Блейн представлены терригенными осадками и широко распространенными гипсами, формации Сан-Андрее и Конча -шельфовыми известняками с кольцом известковых песков по краям расположенных на юге впадин; фации Боун-Спрингс - чеоными листоватыми известняками впадины. Площади, оконтуренные пунктирными линиями,-участки обнажений. По Мейсснеру [242]. Публикуется с любезного разрешения Геологического Общества Западного Техаса

В мелководных впадинах и на прилегающих к ним шельфах Северной Америки имеется много других циклов, образованных пелитоморфными известняками и отложениями себха,- например, ордовикские и силурийские слои впадины Уиллистон, подробно описанные Релем [304], группы Элленбергер - Арбакл в Эль-Пасо на юго-западе США и слои Глен-Роуз Техасского кратона. Седиментологическое исследование, выполненное Шинном и др. [334], дало возможность установить условия образования такого цикла, сформированного в последние 5000 лет на обширных илистых равнинах к западу от о-ва Андрос из группы Багамских островов. Тонкие осадки переносятся на восток от Багамской платформы и улавливаются у подветренного берега острова, сложенного плейстоценовыми эолианитами. Илистая равнина продвинулась на запад (по направлению к источнику осадков) за этот короткий период времени на 10-15 км при мощности 5 или 6 м. Тот же процесс отчетливо наблюдается в лагунах Персидского залива вокруг Катара и на побережье Омана, где наступающая толща увенчана слоями ангидритов и гипсов себхи.

 

 


ТАБЛИЦА Х-2

ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ ОБСТАНОВОК ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

И ОСАДОЧНЫХ ТЕКСТУР В ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ФОРМАЦИИ КЛИРФОРК

НЕФТЯНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ФЛАНАГАН, ТЕХАС [223]

 

Обет ановки осадконакопления

Осадочные текстуры

Окаменелости

Размер частиц

Верхнеприливная зона (фациальные пояса (8-9)

Неправильная слоистость обломки пород, следы высыхания осадков, слои кварцевых алевритов

Редки. Тонкораковинные небольшие фораминиферы, остракоды, моллюски

От обломков пород до известкового ила

Межприливная зона (пояс 8)

Отчетливые ходы илоедов; пятнистые текстуры перемешивания осадка. Прослои кварцевых алевритов. Водорослевые строматолиты. Прерывистая трещиноватость

Весьма малочисленны. Тонкораковинные небольшие фораминиферы, остракоды, моллюски. Нитчатые водоросли

Пеллеты мелкопесчаной размерности, известковый ил

 

Слоистость, обусловленная течениями, косая слоистость

Весьма малочисленны. Иглокожие (морские ежи), небольшие моллюски

От пеллет мелкопесчаной размерности до ила с обломками пород

Нижнеприливная зона (пояс 7)

Перемешанные осадки; ходы илоедов

Местами обильны. Иглокожие (ежи), крупные фузулиниды, моллюски, водоросли (?), фораминиферы (?), мшанки

От пеллет грубопесчаной размерности до известкового ила

 

Многие мощные карбонатные толщи состоят из таких пиклов и имеют следующие характерные особенности:

1.  Залегают обычно на широких шельфах и в неглубоких внутри-кратонных впадинах, особенно на значительном удалении от главных окраин шельфа. В отдельных случаях такие отложения могут накапливаться также на обширных карбонатных склонах, погружающихся в миогеосинклиналь.

2.Обычны и повсеместны микритовые структуры. Пакстоун или грейнстоун встречается обычно лишь в виде маломощных отложений подводных каналов и намываемых по их краям валов.

3.Наиболее древние слои в цикле обычно представлены осадками открытого моря или частично замкнутого бассейна. Верхняя часть цикла всегда представлена отложениями приливной равнины осадочные текстуры которых обычно являются ключом к пониманию условий их формирования -в частности, водорослевые строматолиты намечают древний уровень высокого прилива. В засушливом климате циклы обычно венчаются ангидритами себхи; в тропическом климате в кровле циклов образуются характерные корки и небольшие поверхности каличе.

4.В кровле циклов при переходе к вышележащему циклу наблюдается резкая смена пород, но отсутствуют следы эрозионных ложбин и продолжительной или интенсивной деятельности метеорных вод.

5.Доломитизация таких цикличных толщ является весьма обычным явлением.

ПЛАТФОРМЕННЫЕ ЦИКЛЫ С ИНТЕНСИВНЫМ ДИАГЕНЕЗОМ

Третий тип циклов с признаками обмеления в верхней части наблюдается на крупных известняковых банках или платформах, где быстрый рост постройки создает значительный размах рельефа ее поверхности и где эти постройки обнажались в результате частых колебаний уровня моря. Такие циклические отложения были названы Фишером [112] лоферитами (Loferites); этот исследователь подчеркивал присущую им окончатую текстуру. Некоторые грейнстоуновые части циклов являются весьма грубозернистыми, содержат онколиты, зерна с оболочками и комки грейнстоуна. Накопление и ранний диагенез происходили в теплых осолоненных водах с умеренной циркуляцией в условиях периодического осушения. В целом такие толщи отличаются от циклов обширных шельфов не столько по преобладанию определенных типов структур, сколько по палеогеографическому положению и диагенезу. Значительный по масштабам диагенез мог быть результатом внезапных и длительных понижений уровня моря. По крайней мере в лоферских циклах значительная часть разреза трансгрессивна, а не регрессивна. Условия, благоприятствующие дренажу и цементации в зоне брызг вместе с резко выраженными сезонами дождей и засухи, приводят к таким заметным изменениям этих карбонатных осадков, что определенные осадочно-диагенетические текстуры становятся критериями для выделения этих типов цикличности. Такими толщами являются хорошо известные зарифовые отложения или отложения внутренних частей пермо-триасовых банок Северной Америки и Альпийского региона, рассмотренные в гл. VIII. Их значительное сходство подтверждает единый тип этих построек, выявленный ранее.

Внутренние части банок триаса Южных Альп

Ассерето и Кендол [17] приводят пример эффектных обнажений в карьерах Валь-Сериана в Бергамских Альпах к северу от Бергамо, в Италии. Здесь нижний элемент циклов мощностью в несколько метров слагается биокластическим микритом, пронизанным ходами илоедов и содержащим мелкие трубочки и остатки гастропод. Средний элемент циклов представлен литокластическим вакстоуном с гастроподами, онколитами, трубочками, а верхний элемент - слагается листоватым окончатым пелитоморфным доломитом. Нижний элемент рассматривается как образования мелководных лагун, средний -как отложения межприливной зоны, а верхний -как отложения верхнеприливной зоны, подвергшиеся значительному раннему диагенезу. Характерны обломки пород, зерна с оболочками, пизолиты, фенеструлы (поры усадки), обломки корок, осадки вадозного заполнения полостей и гигантские многоугольники в поперечных разрезах (вигвамы-tepees), которые свидетельствуют о растрескивании ила при усыхании на глубину многих футов. Эти особенности свидетельствуют, что условия сильного испарения чередовались с морским осадконакоплением и обусловили частую смену периодов осушки и обильного осаждения карбоната кальция. Выщелачивание, а также обезвоживание и осаждение карбонатов происходило как в морских, так и в пресноводных вадозных условиях.

Боселлини и Росси [47] также описаны сходные циклы в Доломите, в частности во внутренних частях атоллоподобной постройки (группа Латимар-Маунтин). Здесь нижний элемент цикла, отвечающий нижнеприливной зоне, представлен отложениями с многочисленными окаменелостями, ходами илоедов, пеллетами и остатками дазикладаций; средний элемент, отвечающий межприливной и верхнеприливной зоне, содержит окончатые строматолитовые текстуры с фораминиферами и остракодами, а верхний элемент, представленный ископаемой почвой, включает красные вадозные пизолиты, трещины усыхания и текстуры вигвамов.

Циклическая серия Лофер, описанная Зандером [311], Шварцахером [319] и Фишером [112] в известняке Дахштейн, включает те же типы пород, последовательность которых несколько изменяется в зависимости от положения в региональной фациальной структуре. В Северных Известняковых Альпах норийские дахштейновые фации с мегалодонтами и онколитами отлагались на крупных погружающихся карбонатных банках, рассеянных в Альпийском прогибе. В Центральной Австрии к северу и западу от Лофера по направлению к Инсбруку фации банок имеют мощность 1000-1500 м; в этих же направлениях фации Дахштейна, характерные для края банок, постепенно переходят в Гл авный Доломит, характеризующий фации более замкнутого бассейна, отличается от первых обилием доломитизированных межприливных и верхнеприливных отложений и меньшим количеством зернистых известняков с мегалодонтами. Главный Доломит простирался по направлению к винделицианской береговой линии, которая располагалась к северу от пояса Альпийских надвигов, сливаясь с эвапоритами впадины Кейпер.

Детальные исследования Фишера [112] дали возможность установить повторяющуюся последовательность слоев, подобную изображенной на рис. Х-18, характерных для зоны, расположенной непосредственно за рифом, или для краев банок. Нижний элемент цикла -конгломераты и брекчии красноцветных почв, маркирующие поверхность размыва. В ассоциации с этими брекчиями встречаются заполняющие трещины морские осадки, местами содержащие гнезда брахиоподового и криноидного детрита (подразделение А). Выше залегают маломощные межприливные ламиниты (подразделение В), которые постепенно переходят в большинстве случаев в верхний элемент - мощные лагунные грейнстоуны и пакстоуны (подразделение С) с онколитами, покрытыми оболочками, фрагментами дазикладаций, местами с крупными мегалодонтами, гастроподами и с меняющимися количествами микритового заполнителя (табл. IXB и XIIВ). В кровле С граница обычно резкая, свидетельствует о размыве, незначительном карстообразовании и сопровождается трещинами, брекчированием и образованием почвы. Многие циклы невозможно проследить в боковом направлении более чем на несколько сотен метров, что указывает на неправильный рельеф поверхности подстилающего подразделения С. В некоторых разрезах размыв устанавливается также в кровле листоватых отложений приливной равнины подразделения В.

Рис. Х-18. Схематическое изображение лоферской. циклотемы, развитой в околорифовой формации Дахштейн. А - ба-зальная глинистая часть, представляющая переотложенные продукты выветривания (красные или зеленые); обычно заполняет полости в подстилающих известняках. В - межприливные образования «лоферитов» с водорослевыми покровами и обильными текстурами высыхания. С - нижнеприливные образования («мегалодонтовый известняк») с полостями, образовавшимися в результате высыхания и растворения в течение времени последующего понижения уровня моря. По Фишеру [112]

 

В разрезах Главного Доломита, расположенных дальше от края дахштейнового шельфа, наблюдается непрерывное осадконакопление, без эрозионных перерывов. Главный Доломит состоит преимущественно из двух фаций: 1) светлоокрашенных толстослоистых биокластических, пятнистых из-за ходов илоедов доломитовых вакстоунов с фораминиферами, такими как Angulodiscus и Permodiscus, частицами дазикладаций и рассеянными мегалодонтами, захороненными в прижизненном положении; встречаются кремнистые прослойки; 2) таких же отложений, чередующихся с менее мощными прослоями тонкослоистых (миллиметры) ламинитов приливной равнины, обладающих горизонтальной или волнистой слоистостью (табл. XIA и XIIВ)-вероятно, водорослевыми строматолитами (хотя хорошо развитые колонии водорослей редки). Местами эти слойки разорваны и образуют неправильной формы корки. Окраска участками темная. Обычны слои брекчий - вероятно, как остаточные брекчии растворения эвапоритов, так и галечные конгломераты, образовавшиеся в неглубоких приливных каналах. Окончатые текстуры не столь хорошо развиты в Главном Доломите, как в известняках Дахштейна, которые формировались на периферии банки. Местами на платформе встречаются карманы, выполненные отложениями застойных морских вод - темными, высокобитуминозными листоватыми известняками с хорошо сохранившимися остатками рыб, червей и растений [255].

Наблюдаемые в Дахштейне и Главном Доломите изменения правдоподобно объясняются периодическими повышениями и понижениями уровня моря в широкой лагуне, расположенной далеко за кольцом Дахштейнового рифа (рис. Х-19). Даже при низком стоянии уровня моря эта внутренняя область оставалась относительно бессточной и представляла собой комплекс приливных равнин, себх и соляных озер. Наилучшим образом выраженные диагенетические особенности, свойственные типичным лоферским циклам, наблюдаются в более хорошо дренируемой зоне, в расположенных ближе к кольцу рифов известняках Дахштейн. Эта область была также более доступна морским водам зоны брызг.

 

Рис. Х-19. Образование циклов Главного Доломита - Дахштейна северных Известняковых Альп Австрии. Возможное объяснение происхождения лоферских циклов, развитых в известняке Дахштейн на окраине банки, и их соотношений с циклами Главного Доломита, развитыми во внутренних частях банки. Схема весьма упрощена; циклы могут быть неправильными из-за наличия многочисленных отмелей и каналов. Главное осадконакопление происходило вблизи рифа в течение трансгрессивной (высокий уровень моря) фазы во время формирования подразделения С

 

На основании описания лоферских циклов Фишера [112] и Данхэма, посвященного Пермскому Рифовому Комплексу [95], а также исследований Смита [342] можно выделить следующие общие диагенетические характеристики:

1. Доломитизация обычна (см. следующий раздел).

2.Ряды крупных пор усадки, окончатых текстур или текстур «птичий глаз» - округлых включений кристаллического кальцита, образующихся частично при обезвоживании водорослевых микритовых пленок нередко с трубочками Girvanella - в пелоидальных или однородных пелитоморфных известняках.

3.Призматические трещины - крупные многоугольники усыхания, образованные в илистых осадках или в затвердевшей породе и выражающиеся в текстурах вигвамов, охватывающих слой осадка мощностью несколько метров. Процесс явно связан с увеличением объема осадка, приводящим к разламыванию и изгибу вверх краев мегаполигонов. Трещины могут быть заполнены вадозными осадками.

4.Трещилы параллельные слоистости или косные «зебровидные», подобно призматическим трещинам, обычно заполнены друзами крупнокристаллического кальцита и (или) внутренним осадком. Данхэм полагает, что друзы такого типа в Пермском Рифовом Комплексе могли образоваться в результате осаждения из метеорных вод. Другие исследователи придерживаются морского происхождения этих образований. Фолк [119] считает, что крупнокристаллический друзовый облик кристаллов является псевдоморфозами кальцита по арагониту. Много лет назад такие округлые и жилообразные формы выделения в Доломите были описаны как окаменелость Evinospongia.

5.Нептунические дайки. Крупные трещины, рассекающие слои перпендикулярно слоистости на многие метры и заполненные осадками вод морского или метеорного происхождения или чередующимися осадками этих двух типов. Происхождение даек сложное. Частично оно может быть тектоническим или связано с образованием трещин в результате оползания; частично трещины могли быть результатом карстового растворения вдоль трещин, ограничивающих гигантские полигоны (текстуры вигвамов). Косые «зебровидные.» трещины в осадках, заполняющих некоторые из них, могли бытьобусловлены обезвоживанием известкового ила, или, возможно, оползанием, происходившем одновременно с обезвоживанием. Многие дайки заполнены морскими осадками, содержащими брахиоподы (в триасе) и цефалоподы и криноидеи (в триасе и перми).

6. Красноцветные почвы и каличе обычны в Доломите и в Пермском Рифовом Комплексе. Брекчии, пеллетовые структуры с обратной градационностью в разрезе и ориентированная вниз выпуклостями извилистая слоистость являются обычными признаками.

7. Крупные частицы в оболочках в слоях Пермского Рифового Комплекса интерпретировались как «вадозные пизолиты». Точки зрения на их природу изложены в работах [92, 182, 264, 359]. Удлиненность пизолитов в вертикальном направлении, взвешенные алевритовые зерна, друзовые оболочки, одетые оболочками группы шариков и слабо искривленная слоистость указывают, что многие из этих пизолитов не являются первичными осадочными образованиями и могут быть конкрециями. Они идентичны некоторым частицам с центрически слоистыми оболочками, описанным из триасовых отложений Доломита как водорослевые шары, образованные скоплениями Sphaerocodium. Каличе вадозной зоны, испарение соленых морских брызг, конкреции, сформировавшиеся при просачивании пресной воды в прибрежные болота и образование пещерного жемчуга - все это рассматривалось как возможное объяснение происхождения концентрически-слоистых оболочек, которые прежде считались онколитами.

Настоящие онколиты также обычны в этих цикличных отложениях. Кендел [182] предложил многостадийную схему образования таких частиц в пермских онколитовых фациях, отложившихся слоями, которые впоследствии были дополнительно сцементированы при просачивании вод вадозной зоны, имевших или морское или метеорное происхождение. Иногда процесс мог идти в обратном порядке: конкреции могли быть вымыты из пород, одеты оболочками и переотложены в морских условиях. До настоящего времени их точные аналоги в голоценовых осадках не были описаны. Каким бы ни было истинное происхождение этих крупных пизолитов, они являются характерной особенностью обстановок интенсивного диагенеза.

Несколько факторов могли обусловить возникновение перечисленных выше особенностей, характерных для мелководно-морских и прибрежных областей, расположенных в зоне с резко выраженной сезонной сменой засушливого и влажного климата с общим преобладанием испарения:

1. Резкие и внезапные изменения температуры и чередование сильных засух и проливных дождей могли обусловить расширение и сжатие осадков.

2.Частота, продолжительность и регулярность этих процессов могли варьировать: от нескольких засушливых сезонов, прерываемых краткими периодами ливней, до примерно равной продолжительности периодов засухи и дождей. В первом случае преобладало осаждение карбонатов, во втором - растворение.

3.Дренаж субстрата усиливает движение растворов, и развитие карста контролируется проницаемостью слоев калькаренитов, превышением над зеркалом пресных вод, количеством трещин в субстрате и частотой и величиной колебаний уровня моря.

4.Степень доступа морских соленых вод к осадку в то время, когда он подвергался диагенезу метеорными водами, может иметь важное значение; это определяется количеством соленых брызг, интенсивностью штормов, колебаниями в уровне приливов. Повышенная ионная активность в смеси соленой и пресной воды, вероятно, значительно ускоряет диагенез. Возможно, изменения под действием морских вадозных и фреатических вод столь же важны, как и изменения под действием пресных вод. В этой связи важны описания, сделанные Пёр-сером и Лоро [298], изучавшими аккрецию и цементацию арагонитом в зоне брызг на побережье Омана. Здесь периодическое наступание моря и зоны брызг приводит к росту кристаллов карбоната в массе осадка.

Обстановка осадконакопления, соответствующая лоферитовым циклам, характеризуется наличием крупных, хорошо дренируемых пористых карбонатных платформ или крупных морских банок, имеющих крутые склоны и в повторяющиеся периоды времени на ранних этапах их истории возвышающиеся над уровнем моря. Установленные Данхэмом [95] значительные колебания уровня моря во время образования Пермского Рифового Комплекса способствуют пониманию истории диагенеза в зарифовой области.

Рис. Х-20. Гидрологические особенности, контролирующие развитие трех типов шельфовых циклов. Условные обозначения: кирпичиками показаны известняки открытого моря, кружками - грейнстоуны, содержащие остатки характерных организмов, штрихами - известняки и доломиты замкнутых морских бассейнов

 

Применение введенного Фишером термина «лоферит» для таких характерных отложений означает расширение его значения, не ограничивающееся лишь обозначением текстур с порами усадки или окончатых текстур, но это удобный и рекомендуемый термин для таких циклов. Сходный сильный диагенез осадков замкнутых морских бассейнов наблюдается в нижнемиссисипских отложениях впадины Уиллистон и в некоторых меловых отложениях банок в Мексике, но ни в одном из этих случаев степень диагенеза не достигает наблюдаемой в пермо-триасовых слоях. В табл. Х-3 и на рис. Х-20 сопоставляются литоло-гические характеристики платформенных лоферитовых циклов и циклов, сложенных в основном шельфовыми оолитовыми известняками или илами приливной равнины.

ДОЛОМИТИЗАЦИЯ КАРБОНАТНЫХ БАНОК И ЦИКЛЫ ВНУТРЕННЕЙ ЧАСТИ ШЕЛЬФА

Доломитовые породы весьма обычны для геологической истории, на американские геологи спорят об их генезисе по крайней мере с 1911 - 1917 годов, времени выхода в свет статей Штайдтмана и Ван-Туйла, посвященных их происхождению.

Стратиграфические и петрографические данные свидетельствуют,. что большая часть наблюдаемых в разрезах доломитов (dolostone) образовалась в результате процесса замещения, при котором около половины Са в молекуле СаСОз заместилась Mg, с образованием CaMg(CO3)2. Конечным результатом этого процесса является горная порода, состоящая из мозаично расположенных ромбовидных частиц размером от 5 до 250 микрон, в которой первоначальная структура частично или полностью уничтожена. Мозаика может быть рыхлой или плотной. Могут присутствовать пустоты (поры), представляющие слепки с первоначально плотных и устойчивых частиц кальцита.

 

ТАБЛИЦА Х-3 ТИПЫ ЦИКЛОВ

 

Тип цикла

Последовательность пород

Обстановки осадконакопления, климатические и гидрогеологические факторы

Палеогеография

Шельфовый оолитовый

1.Лагунные листоватые пелитоморфные известняки или поверхности твердого дна, венчающие главное накопление оолитовых пород

2.Оолитовые бары, хорошо выраженная косая слоистость

3.Нормально-морские мергели или вакстоуны в основании с редкими рифами

Тропический или аридный климат, умеренная циркуляция. Высокие приливы (по крайней мере 1 м)

Широкие мелководные шельфы вокруг впадин и широкие низкие плоские банки на таких шельфах

Шельфовый

известково-

илистый

1.Эвапориты себхи

2.Листоватые пелитоморфные известняки приливной равнины. Лагунные пелитоморфные известняки и вакстоуны замкнутых морских водоемов

3.Нормально-морские мергели или вакстоуны

Эвапоритовый - аридный или тропический климат, весьма плохая циркуляция морских вод. Низкие приливы

Широкие мелководные шельфы вокруг впадин и конечное заполнение мелководных впадин

Платформен-лые с интенсивным диагенезом, Loferites

1.Зоны почв с каличе или пелитоморфные известняки межприливной зоны, осадки лагун или себхи

2.Грубозернистые известковые пески, гравелиты, комковатые породы и онколиты.

Немного оолитовых или косослоистых биокластических песков

3.Крупные организмы с массивной раковиной в кальцирудитах.

4.Широкие окраинные пояса песчаных банок, постепенно переходящие в илы внутренних частей банок

Резко выраженный сезонный эвапоритовый климат, сменяющие друг друга условия хорошей и весьма ограниченной циркуляции в лагунах; значительные колебания уровня моря, внезапное осушение

Крупные банки в открытом море, или платформы, или склоны со значительным размахом подводного рельефа. Хорошие условия дренажа в течение периодов низкого стояния уровня моря и сильно колеблющееся положение зеркала грунтовых вод

 

 

Процесс протекает медленно, что объясняет отсутствие доломита на поверхности современных морских осадков и его редкое нахождение в голоценовых осадках, сравнительно с обилием доломита в геологических разрезах. Условиями, необходимыми для доломитизации, являются: 1) достаточно пористые и проницаемые известковые осадки, в которых может происходить замещение кальция магнием, 2) растворы соответствующего химического состава, способные растворять СаСОз и высвобождать Mg, 3) длительное поступление магния и 4) гидродинамический напор, обеспечивающий фильтрацию через осадок значительных объемов воды; это важно, поскольку природные воды содержат относительно небольшое количество растворенных солей.

Доломиты, наблюдаемые в геологических разрезах, образуются, вероятно, в результате несколько различных самостоятельных процессов. В поле легко устанавливаются два генетических типа доломитов: 1) раннедиагенетические доломиты, имеющие определенную стратиграфическую приуроченность и 2) крупнокристаллические доломиты, отложившиеся вдоль разрывов и в жилах в результате гидротермальной деятельности. Известно большое разнообразие условий, в которых происходит образование доломита (табл. Х-4), и различать их не всегда легко. Сочетания процессов, протекающих длительное время, несомненно обуславливают сложные взаимоотношения и препятствуют выработке четких и последовательных обобщений на основе полевых и петрографических наблюдений.

Шаг вперед в понимании генезиса доломитов был сделан благодаря недавним исследованиям голоценовых доломитов (см. табл. Х-4). Три процесса, наблюдаемые в голоцене и плейстоцене, явно связаны с воздымающимися платформами и присущими им шельфовыми циклами и, вероятно, представляют наиболее важный механизм формирования стратиграфически приуроченных доломитов. Они, а также условия и время доломитизации, кратко рассматриваются ниже.

Адаме и Роудс [2], Дефейе и др. [85] и Иллинг и др. [164] предложили теорию доломитизации, основанную на образовании обогащенных магнием рассолов при испарении. Первые две группы авторов предполагают, что плотная соляная рапа, в которой отношение Mg/Ca увеличилось в результате потери Са при осаждении гипса и ангидрита, вызванном испарением на приливных равнинах, в лужах и в верхнеприливной области (себхи), мигрирует вниз, просачиваясь через известковые осадки, и доломитизирует их (отток при испарении). Последующее изучение эвапоритовых равнин в других районах карбонатного осадконакопления показало, что обогащение рассола магнием могло также происходить, когда затапливающие побережье морские воды растворяют обогащенный магнием кальцит ранее сформировавшихся карбонатных осадков и смешивается с рассолами и солями, насыщающими донные осадки [26]. В таких условиях обычно наблюдается непрерывное поступление в рассол более растворимых солей магния и непрерывная потеря кальция в результате органогенного или химического осаждения СаСОз, постоянно повышающая отношение Mg/Ca. Возможное просачивание такого рассола через осадки верхнеприливных областей или донные осадки мелких временных озер и луж могло бы вызвать доломитизацию.

 

ТАБЛИЦА Х-4

ГЕНЕТИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ПРОЦЕССОВ ОБРАЗОВАНИЯ ДОЛОМИТА. ПО БАДИОЗАМАНИ [19], С ИЗМЕНЕНИЯМИ

Необходимость прохождения больших количеств раствора для того, чтобы вызвать доломитизацию на приливной равнине, ставит трудную проблему. Гидродинамический напор, возникающий при формировании плотных рассолов на поверхности испарения над проницаемыми осадками, насыщенными нормальной морской водой, рассматривается как условие, достаточное для движения требуемых количеств воды. Но такие воды должны двигаться вниз сквозь относительно непроницаемые осадки себхи, лежащие на плоской поверхности, где отсутствует рельеф, помогающий созданию гидродинамического напора. В настоящее время полевые наблюдения не подтверждают движение значительных количеств таких вод вниз, хотя в естественной лаборатории имеются осадки, отложившиеся и измененные доломитизацией всего лишь в последние тысячи лет. Полевые наблюдения над себхами Персидского залива, по-видимому, указывают на механизм образования маломощных широко распространенных и имеющих определенную стратиграфическую приуроченность доломитовых слоев, ассоциирующихся с межприливными осадками.

Хороший пример доломитизации голоценовых осадков, происходящей в результате оттока возникающих при испарении рассолов от верхнеприливной области через межприливные осадки к осадкам нижнеприливной зоны, пока еще не описан. Однако механизм оттока можно предполагать в нескольких естественных озерах и заливах, где происходит преобладающее испарение и обильно отлагается гипс и где должны мигрировать более растворимые и обильные NaCl и соли магния [85].

Теория, основанная на предположении об обратном движении вод, подсосе морской воды на себхи в результате испарения, предложена Цзю и Сайгенталером [161] для объяснения происхождения голоценовых доломитов на эвапоритовых равнинах в Персидском заливе. Замещение доломитом и гипсом наблюдается на глубину до 1,5 м ниже поверхности себхи в районах Персидского залива. Доломиты в Карибском тропическом регионе также встречаются в верхнеприливных областях побережий, но здесь они приурочены к тонкой твердой поверхностной или близповерхностной корке толщиной лишь в несколько сантиметров. Доломитизация здесь произошла в последние 3000 лет. Подсос в результате испарения представляет собой естественное объяснение образования доломитов замещения, ассоциирующихся-исключительно с межприливными и верхнеприливными осадками.

Предложен другой процесс доломитизации, связанной с постоянно воздымающимися областями [19, 143, 203, 204]. Раннелс [309]. и Мэтьюс [232] считают, что пресные фреатические воды, содержащие лишь небольшие количества Магния, смешиваясь с морской водой, образуют раствор, который может быть недосыщен карбонатом кальция. Растворимость кальцита наибольшая при промежуточных значениях концентрации ионов.

Насыщение доломитом непрерывно возрастает при увеличении, количеств морской воды, добавляемой к фреатическим водам. Бадиоза-мани [19] подсчитал, что в солоноватой воде «при содержании морской воды 5-30% раствор недосыщен карбонатом кальция и во много раз пересыщен доломитом». Предлагаемая модель требует непрерывного поступления магния из морских вод и смешения с метеорными водами в течение постоянных колебаний уровня моря. В стадию относительного воздымания поверхность, по которой линзы фреатических вод соприкасаются с подстилающими морскими или солеными реликтовыми водами, является зоной доломитизации; этот фронт может перемещаться сквозь толщу осадков значительной мощности по мере опускания уровня моря. Такие же условия возникают в течение морских трансгрессий.

Некоторое дополнительное количество магния может переходить в раствор в грунтовых водах из обогащенного магнием кальцита свежеотложенных морских осадков на шельфах, которые периодически поднимаются выше уровня моря и подвергаются воздействию тропических ливней. Широкие, плоские, низкие платформы, такие как Флорида и Кампече, могли неоднократно погружаться, покрываться относительно тонкой толщей морских осадков, воздыматься и подвергаться размыву, не оставляя следов этих процессов в геологической летописи. Даже на крупных платформах, испытавших значительное погружение, мощность сохранившихся осадков весьма ограничена, если принять во внимание современную скорость накопления мелководного карбоната кальция. Гуделл и Джармен [131] обратили внимание на то, что если учитывать скорость современной аккумуляции багамского типа, Багамская Банка должна была бы быть местом, где мелководные карбонатные накопления за последние 120 млн. лет в восемь раз превышают тот объем, который здесь в действительности наблюдается. Это свидетельствует о постоянном чередовании периодов седиментации, осушения и, возможно, разрушения карбонатных осадков во время их накопления. В течение периода накопления осадков карбонатной банки на ней могло происходить много незначительных трансгрессий и регрессий.

Теория доломитизации в результате смешения метеорных и морских вод не предусматривает необходимости засушливого климата, для того чтобы обеспечить концентрацию магния в интерстициальных рассолах при осаждении CaSO4 Эта модель может действовать при климате с тропическими ливнями, обеспечивающими появление линз пресных вод, перекрывающих соленые рассолы, как это можно наблюдать ныне на Юкатане и во Флориде.

Как модель оттока при испарении, так и вышеописанная модель мигрирующего фронта солоноватых вод (доломитизация Дораг по Ба-диозамани [19]) требует притока грунтовых вод через прибрежные верхнеприливные осадки и доломитизации проницаемых осадков, отложившихся в более нормальных морских условиях. Обе модели требуют наличия относительно приподнятой области (материковый массив суши или остров) для образования определенного типа вод и для обеспечения напора, вызывающего миграцию больших масс растворов. В обоих случаях обширная доломитизация мощных разрезов может дополнительно вызываться наращиванием берега в результате карбонатного осадконакопления - процессом обмеления при заполнении понижений осадками. Наращивание суши в сторону моря с перекрытием слабо консолидированных морских осадков вызывает также условия приповерхностного диагенеза (Автор в действительности имеет в виду процессы выветривания.- Прим. науч. ред.), изменяющего подстилающие карбонатные осадки.

Петрографические признаки времени доломитизации

Обычной проблемой при рассмотрении доломитизации является не только вопрос о происхождении растворов и их движении, но также и время доломитизации; некоторые петрографические наблюдения имеют в связи с этим важное значение. В ряде случаев они указывают, что доломитизация не обязательно была почти одновременной с осадконакоплением, хотя распределение доломитизированных пород в пространстве свидетельствует, что они постоянно связаны с древними шельфами и приподнятыми областями, откуда могли поступать воды соответствующего состава. Ценгер [430, 431] доказал, что многие стратиграфически приуроченные доломиты имеют осадочные и органогенные текстуры, свидетельствующие о верхне- или межприливных обстановках осадконакопления, в которых ныне образуются голоценовые доломиты и к которым можно обоснованно прилагать модель себх с характерной для них почти одновременной доломитизацией. Но он также убедительно продемонстрировал, что имеется столь же много доломитов, чьи петрографические характеристики указывают на осадконакопление в полностью морских условиях, а не в верхнеприливной эвапоритовой зоне.

Представляет интерес (и до некоторой степени озадачивает) то, что петрографические наблюдения свидетельствуют о значительной по масштабам региональной доломитизации (даже осадков первично чисто морского происхождения), которая происходила на относительно ранних диагенетических стадиях. Обычно наблюдается некоторая зависимость количеств и местоположения доломитов от степени проницаемости первичной структуры породы. Во многих породах с частичным замещением доломитизация проходила в следующем порядке: микритовый заполнитель, микритовые пеллеты, арагонитовый биокластический детрит и плотные кальцитовые раковины. Предположительно эта последовательность отражает степень легкости растворения и возможность поступления растворов к замещаемому субстрату. В осадках с такой прогрессивной доломитизацией процесс должно быть происходил до того как порода была окончательно сцементирована кальцитом. Его конечным результатом являются обычно пористые, сахаровидные доломиты с ядрами окаменелостей, из которых удален весь кальцит [257].

В других слоях в том же самом разрезе, однако, могут присутствовать зернистые тонкокристаллические плотные доломиты, переслаивающиеся с частично доломитизированными известняками и чистыми сахаровидными доломитами. Во многих таких слоях замещены все типы обломков и основная масса, причем сохраняется наиболее тонкая внутренняя структура раковин, а также микрита с мельчайшими кристаллами доломита. Такие слои, должно быть, были более или менее окончательно сцементированы до доломитизации, поскольку проницаемость их структуры не контролирует степень доломитизации. Желваки кремней, которые сохраняют окаменелости с тонкой структурой, включенные в сахаровидный пористый доломит, уничтоживший все неокремненные биогенные обломки, свидетельствуют о том, что основная доломитизация происходила достаточно поздно и предварялась первыми стадиями окремнения.

Подытоживая все вышесказанное, можно отметить, что петрографические данные часто свидетельствуют о сложной многостадийной истории доломитизации, при которой этот процесс может протекать в различное время относительно других диагенетических событий, таких как замещение ангидрита, окремнение и цементация кальцитом. Таким образом, петрографические данные о времени доломитизации двусмысленны и противоречивы, указывая на замещение, происходящее в длительные периоды времени или в периоды быстрого изменения условий.

 

Стратиграфия доломитовых отложений

Один из путей, позволяющий установить время доломитизации и способ образования доломитовых пород, заключается в изучении их фациальных и вертикальных стратиграфических взаимоотношений. Стратиграфические исследования показывают, что доломитизации подвергаются преимущественно шельфы или приподнятые области. Многие (но не все) доломитовые толщи окаймлены со стороны суши или с внутренней стороны эвапоритами. Доломитизированы могут быть осадки всех трех типов циклов с признаками обмеления. Наблюдения также показывают, что в некоторых случаях, несмотря на раннее в целом протекание процесса доломитизации, он не обязательно почти одновременен с осадконакоплением.

Доломитизации чаще подвергались шельфы по сравнению с окаймляемыми ими впадинами. Примеры этого в геологической истории многочисленны: средняя пермь Западного Техаса [123, с. 431, фиг. 31], группа Мэдисон впадины Уиллистон [339, с. 28], ордовикские отложения формации Ред-Ривер во впадине Уиллистон (рис. Х-21), силурийские отложения шельфов вокруг Мичиганского и Аппалачского бассейнов [10, фиг. 10], фации Гейтсберг-Конокочигу на Адирондакской оси в Аппалачской миогеосинклинали [410, с. 319, фиг. 4], известняк Шуаиба в кровле группы Тамана вдоль края их выходов на Аравийском щите, юрская Аравийская формация Персидского залива (гл. IX) и формация Эдварде Команчской платформы и дуги Сан-Маркое в Центральном Техасе [114, фиг. 7; 306, с. 57, 58]. Берри и Буко [38] установили, что североамериканские силурийские известняки окружают шельфовую область кратона, в пределах которой отложения силура почти полностью доломитизированы. Позднеюрские слои, залегающие на глубине в пределах Северо-Германской низменности, отложились на узком шельфе к югу от поднятия Помпеки и были сильно доломитизированы вскоре после отложения. К югу они переходят в известняки мальмско-го эвапоритового бассейна, расположенного в пределах северной части Германской равнины [316, с. 136, фиг. 12]. Можно привести также множество других примеров. В большинстве упомянутых выше случаев в верхней части разрезов залегают слои, представляющие отложения эвапоритовых или карбонатных лагун приливных равнин с ограниченной циркуляцией вод.

 

Рис. Х-21. Доломитовые и известняковые фации формации Ред-Ривер (ордовик) во впадине Уиллистон. Изопахиты в футах. Редкими точками показаны участии, сложенные доломитами на 100%, вертикальной штриховкой - участки с содержанием доломитов 50-100%, кирпичиками - преобладающие известняки. Центр впадины показан замкнутыми изолиниями 600 и 700 футов и жирной линией, которая оконтуривает распространение пластов ангидритов в верхней части формации. Окаймляющий впадину широкий шельф явился областью наибольшей доломитизации; соответствующая формация носит название доломитов Биг-Хорн или доломитов Уайтвуд и распространена к югу и западу от впадины. Черной заливкой показаны скопления нефти

 

Там, где в состав циклических толщ входят пачки ангидритов, с ними в латеральном или вертикальном направлении могут быть тесно связаны доломиты. Принимая идею об оттоке рассолов вниз от поверхности эвапоритовой себхи, можно ожидать, что карбонатные породы, залегающие непосредственно ниже эвапоритовых членов циклов, должны быть более интенсивно доломитизированы. Обычно, но не всегда, это и наблюдается. Различия в первичной структуре и в степени цементации во время доломитизации в ряде случаев обусловливают различия в проницаемости, которые в свою очередь контролируют восприимчивость к замещению. В позднедевонской формации Дюпероу во впадине Уиллистон слои, залегающие в цикле непосредственно выше ангидритов, доломитизированы на мощность около 1 м или менее. Это, возможно, указывает на то, что доломитизирующий раствор проникал из самих эвапоритов в перекрывающий пласт, когда слой сульфата подвергался уплотнению. Примерами тесной пространственной связи доломитов и ангидритов, приводимыми в этой главе, являются: формация Дюпероу, Аравийские зоны Персидского залива, среднепермская формация Сан-Андрее Западного Техаса, триасовые отложения кейпера и Главный Доломит в Центральной Европе.

Важные общие взаимоотношения между доломитами и эвапоритами видны при рассмотрении регионального распространения среднепенсильванских отложений на западе США. Десмойнские отложения представлены доломитизированными породами только там, где они окружают три эвапоритовых бассейна того же возраста (северная часть впадины Денвер-Джулисбург, впадина Центрального Колорадо и впадина Парадокс). Пенсильванские отложения, окаймляющие другие приподнятые области юга Североамериканского кратона, не являются доломитовыми.

Иногда раннедиагенетическая доломитизация протекает позже образования осадочных циклов в отложениях, где она обнаруживается. Возможно, тектоническое погружение впадины, приводящее к относительному поднятию ее краев вскоре после осадконакопления, приводит к движению растворов через шельфы к центру впадины. Такое развитие может вызвать доломитизацию при смешении метеорных, реликтовых и морских вод.

Примерами «несколько более поздней» доломитизации могут быть как широкие области вокруг мелководных впадин, так и участки отдельных карбонатных банок.

1. Уилсон [413] показал, что доломитизация отложений девонской формации Дюпероу следует очертаниям девонско-мйссисипского поднятия и зоны размыва на его периферии вокруг впадины Уиллистон, а не распределению фаций и мощностей этих отложений,

2. Хотя в целом доломиты средней части группы Мэдисон окаймляют впадину Уиллистон и приурочены к поясам шельфовых фаций, они также широко развиты на севере центральной части и в западной части штата Монтана и пересекают изопахиты и фациальные пояса в этой области (доломиты Сан-Ривер) - см. рис. II-8. Здесь они постседиментационные.

3.В Доломите Северной Италии несколько крупных среднетриасовых банок с центральными лагунными и межприливными фациями не подверглись сильной доломитизации. Исключения составляют те из них, которые перекрыты мощными толщами глинистых отложений формации Райбл или вулканогенными осадками, замещающими нор-мально-эвапоритовые фации формации Райбл. Таким образом можно прийти к выводу, что время доломитизации отвечает периоду времени после образования крупных ладинских банок и что доломитизация связана с последующими эвапоритовыми шельфовыми отложениями перекрывающих верхнетриасовых формаций Райбл и Главного Доломита [214].

4.Там, где карбонатные постройки впадин захоронены под более поздними эвапоритами, они обычно доломитизированы, но причины этого не вполне ясны. Примером являются конические рифы впадины Мичиган и области Зама-Рейнбау в Северной Альберте в Канаде (гл. IV). Детальная корреляция по скважинам с помощью петрофизического каротажа указывает, что эвапоритовые циклы между постройками образовались в периоды относительно низкого стояния уровня моря и во время, когда по крайней мере вершины построек находились в субаэральных условиях. Остается открытым вопрос, связана ли доломитизация с более поздней миграцией растворов в боковом направлении от перекрывающих и окружающих постройки эвапоритов, или с движением грунтовых вод во время субаэрального экспонирования постройки. Джодри [172] считал, что реликтовые воды, образовавшиеся при уплотнении окружающих эвапоритов и известняков, двигались вверх сквозь конические рифы впадины Мичиган и доломитизировали их.

5.В ряде случаев, когда карбонатные постройки окраин шельфа интенсивно доломитизированы, глыбы в шлейфе передового склона, образовавшиеся за счет разрушения примыкающего рифа или его передового склона, доломитизированы слабо или вообще не доломитизированы. Это указывает на то, что доломитизация происходила в несколько более поздний относительно роста рифа период. Примерами являются- экзотические валуны девонского возраста в отложениях передового склона рифов во впадине Каннинг в Северо-Западной Австралии, обломочные потоки Миетте- Эншент-Уолл (поздний девон) в Канадских Скалистых горах (гл. IV), триасовые глыбы Ципит в Доломите и глыбы в нижнем шлейфе Пермского Рифового Комплекса (гл. VIII). Адаме и Роудс [2] предложили теорию почти одновременной доломитизации Гваделупских отложений в результате оттока растворов; возможно также, что доломитизация шельфов, окружающих впадину Делавэр, происходила в конце пермского времени, когда перекрывающие эвапориты Саладо отлагались на широких площадях за пределами впадины. Грубозернистые и обладавшие проницаемостью отложения шлейфа в средней части передового склона окраины шельфа легче подвергались доломитизации, чем микритовые (менее проницаемые?) губково-водорослевые фации верхней части склона.

Примером также являются ордовикские экзотические валуны в отложениях складчатого пояса Маратон в Западном Техасе [234, 411, 423]. Глыбы, образовавшиеся за счет разрушения нижнеордовикской группы Элленбергер, практически все представлены известняками, в то время как отвечающие им по обстановке осадконакопления шельфовые фации в высокой степени доломитизированы. Наилучшим объяснением этого факта является предположение о том, что доломитизация группы Элленбергер произошла после переноса валунов (т. е. в позднеканадское и среднеордовик-ское время, во время образования широко распространенного в Северной Америке предсимпсоновского углового несогласия).

6.Доломитизация на протяжении всего геологического времени позволяет также предположить, что «несколько более поздние» диагенетические процессы являлись причиной доломитизации. Хорошо известно [63], что палеозойские и докембрийские карбонатные породы содержат больше доломитов, чем мезозойские и более поздние, и что геологический разрез содержит значительно большее количество доломитов, чем то что можно объяснить исходя из накопления современных доломитовых осадков. Поскольку мало свидетельств того, что палеозойские приливные равнины имели большее распространение на поверхности Земного шара, чем мезозойские, можно предположить, что палеозойские известняки просто более длительное время подвергались воздействию доломитизирующих вод -т. е. что доломитизация в основном не является почти одновременной с осадконакоплением, но связана с непрерывными процессами, действующими на протяжении значительных периодов времени. Эта аргументация свидетельствует, очевидно, в пользу гипотезы о движении грунтовых или реликтовых вод как о механизме доломитизации, а не об оттоке или подсосе почти одновременно образующихся эвапоритовых рассолов.

 

Обширные шельфы вокруг впадины Альберта в Канаде являлись местом, откуда доломитизирующие растворы мигрировали в сторону впадины. Позднедевонские банки впадины Альберта интенсивно доло-митизированы, за исключением тех случаев, когда они более или менее изолированы глинистыми сланцами и наиболее далеко удалены от платформ. В частности отметим наличие известняков в составе банок Голден-Спаик, Редуотер и Свон-Хилс, изображенных на рис IV-20 В этих слоях, обнаженных в горах провинции Альберта, имеются лишь немногочисленные свидетельства почти одновременного отложения шельфовых эвапоритов, при образовании которых могли возникнуть доломитизирующие растворы. Слабые эвапоритовые условия существовали позднее, во время регионального обмеления и накопления алевритовых осадков (формация Алексо). Однако обильные эвапориты имеются на шельфе Альберта к югу от впадины, причем эти эвапориты одновременны как с рифами Ледюк (формация Дюпероу) так и с более поздними девонскими (группа Уинтербурн и слои Стетлер)

Существуют исключения из всех перечисленных выше типов стратиграфических взаимоотношений доломитов и известняков Главной причиной этого могут быть различия во времени доломитизации и цементации кальцитом, которая, нарушая проницаемость, препятствует раннему диагенезу. Часто грейнстоуны сохраняются как известняки потому что ранняя цементация делает их менее проницаемыми чем известковый ил. Далее, последующая диагенетическая история может в значительной степени наложиться на ранние, более регионально выдержанные процессы доломитизации. Местное выщелачивание кальцита из частично доломитизированных зон вдоль разрывов, более поздние эпизоды вторичной доломитизации, образование эпигенетического доломита в жилах и трещинах, избирательное растворение кальцита в стилолитах и дедоломитизация водами, обогащенными CaSO4,- все эти процессы являются более поздними диагенетическими процессами видоизменяющими результаты более ранней и в большей степени стратиграфически контролируемой доломитизации.

 

ВЫВОДЫ

Стратиграфические данные свидетельствуют о доломитизации, связанной с платформами и приподнятыми областями. Здесь могут протекать по крайней мере два процесса, логически обуславливающие замещение в результате воздействия мигрирующих растворов: 1) отток тяжелых рассолов с высоким отношением Mg/Ca от областей себхи; этот отток мог происходить почти одновременно с осадконакоплением, 2) движение вниз в соответствии с гидравлическим градиентом фреатических вод, смешивающихся с реликтовыми водами или с чисто морскими водами вдоль древних береговых линий: этот процесс протекал после осадконакопления. Обычно наблюдаемая цикличность с признаками обмеления или заполнения впадин в отложениях шельфов свидетельствует о повторявшихся колебаниях относительного уровня моря, облегчавших протекание одного или обоих этих процессов. Изучение распространения доломитизированных банок и рифов во впадинах показывает, что в некоторых областях важное значение имела миграция растворов от шельфов, и что в других впадинах доломитизация могла быть связана с понижением уровня моря. В нескольких случаях региональная доломитизация, по-видимому, протекала после осадконакопления, а не почти одновременно с осадконакоплением, и была обусловлена миграцией растворов в течение тектонических перестроек.

 

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.