Карбонатные фации в геологической истории. Глава 2. Типы карбонатных построек и фаций | Lithology.Ru - Литология.РФ :

Карбонатные фации в геологической истории. Глава 2. Типы карбонатных построек и фаций

Глава II

Типы карбонатных построек и фаций

Главные процессы карбонатного осадконакопления выражаются в oпределенных стратиграфических взаимоотношениях толщ и их фациальной структуре, повторяющейся в различной тектонической обстановке. В данной главе рассматриваются указанные взаимоотношения, а также вопросы корреляции карбонатных слоев и методики распознавания приближено «изохронных поверхностей» в шельфовых и окраинно-шельфовых областях. Глава содержит много основополагающих посылок, из которых автор делает стратиграфические и седиментологические выводы. В последующих главах рассматриваются основные фактическе данные и многочисленные примеры фациальной структуры толщ, находящихся в различной тектонической обстановке; эти примеры подтверждают некоторые стратиграфические идеи, изложенные ниже. Заключительная глава посвящена большинству этих обобщений.

ОПРЕДЕЛЕНИЯ

Современное быстрое познание процессов, ведущих к образованию карбонатных построек, привело к излишеству и запутанности терминологии, употребляемой при описании и истолковании этих осадочных тел. Рассмотрению одного лишь термина «риф» посвящено, вероятно, свыше двадцати научных статей. Поэтому в дальнейшем не рассматривается эволюция терминов и взглядов, а приводятся лишь определения общеупотребительных терминов. Эти термины ныне широко используются, несмотря на то что некоторые из них, определяющие состав и генезис, частично перекрываются. При этом следует иметь в виду, что: 1) важно отделить термины, описывающие форму карбонатных тел, от терминов, описывающих их внутренний состав - последние привносят суждение о генезисе; 2) следует различать наименования отдельных известняковых тел небольшого размера от названий крупных региональных карбонатных образований (например, термин «банка» употреблялся в двояком смысле); 3) термин «риф» быстро эволюционировал, и геологи изменили и ограничили его значение; это обусловило путаницу, поэтому его следует употреблять всегда с именем толкователя, чтобы правильно понять значение.

Общие определения

Карбонатная постройка (carbonate buildup)-органиченное с боков тело карбонатных пород, обладающее положительным топографическим рельефом. Этот термин полезен, поскольку он не требует суждения о внутреннем строении (рис. II-1).

Карбонатная масса (carbonate mass)-  локализация карбонатных пород, обладающая лишь  слабо выраженным  рельефом,  обусловлен ным фациальным переходом от уплотняющихся глинистых слоев к неуплотняющимся чистым известнякам (см. рис. II-1).

Геологический риф [92, с. 190] или стратиграфический риф [94; 151, с. 93] -термин для карбонатного тела, который охватывает оба вышеприведенных понятия и включает как локальные куполообразные, так и региональные криволинейно вытянутые формы; не требует данных ни о происхождении, ни о внутреннем составе.

Определения, основанные на форме региональных тел

Карбонатные склоны (carbonate ramps)-гигантские карбонатные тела, построенные на периферии приподнятых областей и на пологих региональных палеосклонах, на которых отсутствуют резкие перегибы, а фации распределяются в виде широких неправильных поясов, причем зона наивысшей энергии волн расположена относительно близко от берега (рис. II-2).

Карбонатная платформа (carbonate platform)-гигантское карбонатное тело с более или менее горизонтальной кровлей и обрывистыми шельфовыми окраинами, где находятся осадки зоны высокой волновой энергии. Нормальные процессы карбонатного осадконакопления быстро превращают карбонатные склоны в платформы и создают узкие обрывистые хребты на окраине шельфа. Откосы некоторых карбонатных склонов могут быть столь пологи, что последние бывают не отличимы от платформ. Таким образом, эти термины часто взаимозаменяемы (см. рис. II-2).

Крупные морские банки (major offshore banks)-сложные карбонатные постройки больших размеров и мощности, расположенные в открытом море вдали от прибрежных склонов или платформ  (рис. II-3).

Шельф (shelf) - поверхность вершины склона или платформы.

Окраина шельфа, шельфовая окраина (shelf margin)-край шельфа, ограничивающий платформу.

Шельфовая лагуна (shelf lagoon)- часто употребляется как название мелкого неритового шельфового моря над платформой.

Определения локальных карбонатных построек. (Имеется в виду главным образом биогенная, а не чисто механическая аккумуляция).

Купол или холм (mound) - изометричная или эллипсовидная постройка. Рифовый пик или   башенный  риф (pinnacle)-конический,   суживающийся вверх холм или риф в виде башни с крутыми склонами.

Лоскутный или изолированный риф (patch reef)-изолированная более или менее округлая область с органогенными каркасными постройками. В современных морях лоскутные рифы располагаются главным образом на шельфах; они достигают базиса действия волн или приближены к уровню моря.

Бугор (knoll)-изолированная более или менее округлая область карбонатного накопления в глубоких водах ниже базиса действия волн.

Холмистый (бугристый) риф (knoll reef) - растущий органогенный каркасный бугор (или холм). Практически термин «лоскутный риф» относится к постройкам на мелководном шельфе, а термины «рифовый бугор» или «рифовый пик» конический, «башенный риф» употребляются для отдельных построек на окраинах шельфов или во впадинах. Примером такого использования термина может быть также немецкий термин «Knollenriffe».

Атолл (atoll) - кольцеобразное органогенное накопление в открытом море или в океане, окружающее лагуну. Глубина лагуны может быть различна.

Фаро (faro) - кольцеобразное органогенное накопление с мелководной центральной лагуной, расположенное с шельфовой стороны барьерного рифа.

Барьерный риф (barrier reef) - огибающий пояс органогенного накопления, расположенный в открытом море и отделенный от берега лагуной.

Окаймляющий риф (fringe reef) - огибающий пояс органогенного накопления, расположенный непосредственно у берега.

Термины, отражающие структуру

Осадочная пачка (sediment pile)-почти любая аккумулятивная форма, внутренняя структура которой указывает на происхождение в результате главным образом механического нагромождения движимых частиц (например, дюны, бары, косы, приливные дельты и т. д.). Термин «банка» также часто употреблялся для обозначения скопления осадков.

Органогенная банка (organic bank)-постройка, внутренняя структура которой позволяет допустить образование в результате накопления главным образом обломочных органогенных осадков при затрудненном переносе, но частично также в результате механического нагромождения под действием волн и течений.

Биогерм (bioherm)-постройка, внутренняя структура которой показывает,, что она образовалась в основном за счет роста организмов in situ или в результате роста каркаса или корок, в противоположность механическому   (гидродинамическому)   нагромождению.

Купола пелитоморфных известняков и линейные формы накопления пелитоморфных известняков (lime mud mounds and linear mud accumulations)-известковая пелитовая основная масса преобладает над другими составляющими, такими как органогенный автохтонный биолит (баундстоун) и биокластические обломки. Обычно полагают, что такие постройки образуются как в результате гидродинамических процессов, так и посредством накопления органогенного материала in situ.

Органогенный каркасный риф или экологический риф (organic framework reef or ecologic reef [94]) - постройка, образованная частично волноустоичивым каркасом, воздвигнутым организмами. Вторая часть этого определения подразумевает, что риф в некоторой степени контролирует окружающую среду. Но и другие типы (*часто используются как описательные или с генетическим значением.) построек ведут себя сходным образом. Одни геологи для этого понятия применяют более или менее свободно простой термин «риф»; другие, в основном геологи-нефтяники, сознательно употребляют термин «риф» для обозначения любой карбонатной постройки. Первоначальный .термин относился к скалам или отмелям, на которых корабль мог потерпеть крушение. Поскольку многие подобные образования являлись кораллово-водорослевыми рифами, геологи ввели этот термин в свой профессиональный язык, придавая ему два более конкретных значения: 1) органические сообщества, строящие каркас, и 2) органогенная постройка. Многие представители науки о Земле хотят возвратить мореплавателям простой термин «риф», исключив его из употребления в геологии. Однако время для этого, несомненно, упущено. Очевидно, приемлемым решением является видоизменение термина в тех случаях, когда он употребляется.

Хекель [151], пытаясь сделать термины структур более объективными, предложил в большой статье, посвященной карбонатным постройкам, свои термины (табл. II-1). Они громоздки, но, будучи чисто описательными, могут точно объяснять явления до тех пор, пока геологи не получат для каждого конкретного случая достаточного материала, чтобы заменить их соответствующими описательно-генетически ми терминами. Хекель считает, что большинство крупных построек является сложными, объединяющими по нескольку из четырех основных структурных типов.

 

 

ТАБЛИЦА   II-l

ТЕРМИНОЛОГИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОСТРОЕК

 

Хекель (1974) Описательная терминология, отражающая состав

Обычно употребляемая в тексте: описательная с генетическим содержанием

Данхэм (1970)

Крупные смешанные постройки

Обрастающие скелетные постройки

Органогенный каркасный риф

Биогерм

Карбонатная постройка

Экологический риф

 

Рыхлые скелетные постройки

Органогенная банка

 

 

 

 

Стратиграфический риф

 

Постройки из известкового ила

Накопления известкового ила

 

 

 

 

 

 

Постройки из переотложенных скелетных частиц

Скопление осадков

 

 

 

 

 

ТИПОВОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ФАЦИИ

Как уже отмечалось (см. гл. I), наиболее благоприятной областью карбонатного осадконакопления являются теплые неглубокие воды шельфа или окаймляющих его участков моря в тектонически стабильных районах. В таких областях осадконакопление преимущественно автохтонное, а при переотложении органогенный карбонат накапливается близ мест своего происхождения [12, 13, 326]. На весьма пологом шельфе зона низкой энергии располагается мористее, ниже базиса действия волн, а ближе к берегу находится зона более высокой волновой энергии, в которой волновые движения достигают дна и где сосредоточена максимальная биологическая продуктивность. Развивается также еще одна внутренняя или прибрежная зона низкой волновой энергии. Отложения этих трех зон могут иметь значительную мощность, образуя обычно в результате трансгрессии моря вертикальную последовательность. Таким образом, они формируют карбонатный склон или платформу. Подробно этот процесс рассматривается в данной главе ниже.

Геологические, климатические и биологические факторы, определяющие накопление известковых осадков in situ, позволяют выделить в этом трио (впадина, окраина шельфа, «зарифовое» пространство) около девяти субпоясов с различными условиями среды. Это выражается в удивительно правильной последовательности фаций, причем эта последовательность выдерживается при различных тектонических условиях (см. ниже). Внешние пояса окружают впадины, выделяются по краям крупных карбонатных банок и вытягиваются в виде ореолов вокруг слабо приподнятых участков. Существенно, что эта последовательность столь устойчива: она служит исходной моделью для определения географического распределения типов горных пород. Таким образом, она становится инструментом, используемым при полевом картировании, при выделении литологических подразделений для целей корреляции, при восстановлении обстановок осадконакопления и при поисках нефти и руд металлов, таких как свинец, цинк и серебро, распространение которых фациально обусловлено. Ныне эта типичная модель хорошо изучена и рассмотрена в ряде статей и книг, цитируемых ниже.

Первыми исследователями, обратившими внимание на сходство осадков Багамской Банки с фациями древних известняков, были Морис Блэк [41] и Р. М. Филд [109]. Приблизительно два десятилетия спустя Томас Гримсдейл из исследовательской группы компании «Ройял Датч Шелл» нашел возможность приложения этой схемы к геологическим образованиям. Изучение Багамской Банки, проведенное Н. Д. Ньюэлом и его помощниками, и опубликование в 1953 г. книги Ньюэла и соавторов «Пермский рифовый комплекс» [264] способствовали признанию полезности той же схемы. Несколько позже геологи начали применять эту модель к отложениям миссисипия во впадине Уиллистон [100, 167, 326].

Исследования последних двадцати лет значительно расширили представления о трех первичных поясах [16, 73, 88, 380, 415]. Краткий обзор модели сделали Горовиц и Поттер [159].

Стандартные фациальные пояса

При последующем рассмотрении схема распределения фаций обычно представляется в виде профиля поперек платформы, имеющей слабо Наклонный шельф с крутым краем. В главе III излагаются методы выделения девяти фациальных поясов и соответствующих им восстанавливаемых обстановок (рис. II-4), а их литологические характеристики в обобщенном виде описаны в заключительной главе.

  • 1. Бассейновые фации - фации некомпенсированной, или заполненной, впадины (фондотема). Воды слишком глубоки и плохо освещены для того, чтобы обеспечить донное образование карбонатов, и осадконакопление зависит от количества привносимого глинистого и кремнистого материала и осаждающегося отмершего планктона. Могут создаваться эвксиничные или застойные условия, а также условия повышенной солености.
  • 2. Шельфовые фации {глубоководная андатема)-глубины достигают десятков или даже первых сотен метров. Благодаря течениям - хорошая циркуляция. Воды, как правило, насыщены кислородом и имеют нормальную морскую соленость. Донные осадки лежат ниже нормального базиса действия волн, но штормы периодически затрагивают их.
  • 3. Фации края впадины или глубокой окраины шельфа (клинотема) - сформированы у подножия карбонатного шельфа за счет сносимого с него материала. Глубины, положение базиса действия волн и насыщенность кислородом приблизительно те же, что и в поясе 2.
  • 4. Фации передового склона карбонатной платформы (морской коллювий; клинотема) - обычно склон расположен выше нижней границы насыщенных кислородом вод и выше или ниже базиса действия .волн. Материал представлен обломками, отложившимися на склоне крутизной до 30°; осадки подвижны; размер обломочных частиц значительно варьирует. Слоистость характеризуется наличием оползневых текстур, раздувов, клиновидных передовых пластов и крупных глыб.

Фация

Впадина (эвксинская или эвапоритовая):
a)тонкообломочные осадки

b)карбонатные
осадки

c)эвапориты

Открытый шельф (андаформа):
Неритовые условия открытого моря:

a)карбонатные
осадки

b)глинистые
сланцы

Подножие склона, сложенного карбонатными осадками

Передовой склон:

a)слоистые тонкозернистые осадки с оползневыми текстурами

b)обломочные осадки и изве стковые илы

c)массы известкового ила

Органогенный (экологический) риф

а) массивный биогерм (баундстоун)

b) корка,   покрывающая накопления органического детрита и известкового ила байндстоун)

с) ветвистые формы - бафлстоун

Пески на краю платформы:
а) известковые пески отмелей

b) острова с дюнными песками

Открытая платформа (нормальные морские условия, обедненная фауна):

а) тела известковых песков

b) области на копления вакстоуна - мадстоуна, биогермы

с) области на копления обломочных осадков

Участки платформ с ограниченной циркуляцией вод: а) биокластиче ский вакстоун, лагуны и зали вы
b) литобиокласти ческие пески в приливных каналах
с) известковые илы приливных равнин
d) тонкообломочные осадки

Эвапориты платформы:
а) желваковый ангидрит и доломит на соляных равнинах
b) слоистые эвапориты в водоемах

Литология

Темные глинистые сланцы или алевриты, маломощные известняки (некомпенсированная впадина); эвапоритовое заполнение с солью

Известняки с обильной фауной, переслаивающиеся с мергелями; хорошо сортированные осадки

Тонкозернистый известняк, в некоторых случаях кремнистый

Породы, варьирующие в зависимости от изменения энергии вод в верхней части склона; осадочные брекчии и" известняковые пески

Массивные известняки и доломиты

Калькаренит- оолитовые известковые пески и доломиты

Разнообразные карбонатные и обломочные породы

Обычно доломиты и доломитизированные известняки

Неправильнослоистые доломиты и ангидриты; могут замещаться красноцветными породами

Цвет

Темно-коричневый, черный, красный

Серый, зеленый, красный, коричневый

От темного до светлого

От темного до светлого

Светлый

Светлый

От темного до светлого

Светлый

Красный, желтый, коричневый

Тип зернистости и осадочные структуры

Пелитоморфный известняк; тонкозернистые кальцисилтиты

Биокластический и образованный из целых окаменелостей вакстоун; некоторое количество кальцисилтитов

Преимущественно пелитоморфные известняки с некоторым количеством кальцисилтитов

Известняковый алеврит и биокластический вакстоун-пакструн; обломки пород разного размера

Баундстоун и карманы, заполненные грейнстоуном; пакстоун

Хорошо сортированный грейнстоун с окатанными зернами

Большое разнообразие структур: от грейнстоуна до мадстоуна

Сгустковый, пеллетовый мадстоун и грейнстоун; слоистый мадстоун; в каналах грубозернистый литокластический вакстоун

 

Слоистость и осадочные текстуры

Весьма равномерная миллиметровая слоистость; волнистая косая слоистость

Обильные ходы илоедов; слоистость от тонкой до средней; волнистые или желваковые слои; поверхности напластования указывают на перерывы (диастемы)

Слоистость тонкая (ламинитовая), иногда слабо выражена; обычны массивные пласты; линзы осадков с градационной слоистостью; литокласты, экзотические блоки и глыбы. Ритмичные пачки

Оползни в пластичных осадках; склоновая слоистость; биогермы склонов; экзотические глыбы

Массивные органогенные текстуры или открытый каркас с полостями; слоистость не подчиняется направлению силы тяжести

Средне- или крупномасштабная косая слоистость; обычны фестоны

Многочисленные ходы и следы илоедов

Текстуры «птичий глаз», строматолиты, миллиметровая листоватость, градационная слоистость, доломитовая корка на приливных равнинах; косослоистые пески в каналах

Апогипсовые желваки, сростки, сетчатые и пластинчатые выделения; неправильная слоистость; карбонаты каличе (панцири)

Терригенный обломочный материал (смешанный или переслаивающийся)

Кварцевые алевриты и глины; тонкозернистые алевриты; кремнистость

Кварцевые алевриты, алевролиты и глины; хорошо обособленные пласты

Некоторое количество глин, алевриты и тонкозернистые алевролиты

Некоторое количество глин, алевриты и тонкозернистые алевролиты

Отсутствует

Только примесь кварцевого песка

Обломочный и карбонатный материал в хорошо обособленных слоях

Обломочный и карбонатный материал в хорошо обособленных слоях

Эоловая терригенная примесь или слои обломочных пород

Биота

Исключительно нектонно-пелагическая фауна, сохранившаяся местами в изобилии на поверхностях   напластования

Весьма разнообразная раковинная фауна (инфауна и эпифауна)

Биокластический детрит, принесенный главным образом с верхней части склона

Колонии ископаемых организмов и биокластический детрит

Крупные каркасообразующие колонии с ветвистыми формами в углублениях; захороненные in situ сообщества обитателей отдельных ниш

Аллохтонные ракушечники, образованные остатками форм, живущих на склоне; примесь эндемичных организмов

Фауна открытого моря отсутствует (иглокожие, цефалоподы, брахиоподы); обильны моллюски, губки, фораминиферы, водоросли; имеются лоскутные рифы

Весьма скудная фауна, главным образом гастроподы; водоросли, некоторые фораминиферы (милиолиды) и остракоды

Эндемичная фауна почти отсутствует; строматолитовые водоросли

 

Рис. II-4. Идеализированная последовательность поясов стандартных фаций. По Дж. Л. Уилсону [415, 417]. См. также рис. ХII-1. Иллюстрация публикуется с разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников

  • 5. Органогенный риф края платформы - экологические особенности варьируют в зависимости от энергии вод, крутизны склона, биологической продуктивности, степени развитости каркаса, процессов связывания элементов постройки и улавливания мелкозернистого материала между элементами каркаса, частоты осушения и последующей цементации. Можно различить три типа профилей через линейные органогенные постройки окраины шельфа. Тип I - скопление карбонатного ила и органогенных обломков на склоне. Тип II - склон, усеянный рифами- буграми или холмами; строящие каркас организмы встречаются изолированно или образуют панцирь; они растут лишь до базиса действия волн и ограничивают накопление обломочного материала. Тип III - каркасные кольцевые рифовые постройки, подобные современным кораллово-водорослевым сообществам с прикрепленными формами организмов, пересекающих при росте базис действия волн и достигающих зоны прибоя. Автор этой книги использовал эти три типа профилей при изучении окраин шельфов [417], рассмотренных ниже. Заключительная глава содержит их обзор и дает дополнительные примеры.
  • 6. Перевеваемые (winnowed) или волновые пески края платформы слагают отмели, пляжи, веера или пояса приливных баров (offshore tidal bars) или острова - дюны. Глубины колеблются от 5 или 10 м до нуля. Воды сильно насыщены кислородом, но неблагоприятны для жизни морских организмов из-за движения субстрата.
  • 7. Морские платформенные фации (мелководная ундатема) - проливы, открытые лагуны и заливы, расположенные позади платформы, ближе к берегу. Глубины обычно незначительны - максимум несколько десятков метров. Соленость может быть различна. Циркуляция вод умеренная.
  • 8. Фации ограниченной циркуляции - включают главным образом тонкие осадки весьма мелководных отшнурованных бассейнов и лагун; более грубые осадки встречаются в приливных каналах и на редких пляжах. Развит весь комплекс отложений приливной полосы. Условия исключительно разнообразны и неблагоприятны для организмов. Воды пресные, соленые и сильно соленые. Встречаются осушающиеся участки, восстановительные или окислительные условия, морская и болотная растительность. Существенной частью осадков может быть принесенный ветром материал. Диагенетические изменения осадков резко выражены.

9. Платформенные эвапоритовые фации - формируются выше зоны приливов и в отгороженных от моря водоемах в областях с засушливым климатом - участки себхи, салин, соленых маршей. Климат жаркий и засушливый, по крайней мере в отдельные сезоны. Море затопляет местность лишь временами. При испарении морской воды образуются как осадочный, так и диагенетический гипс и ангидрит.

Идеализированная схема

Фациальная структура, изображенная на рис. II-4, определяется комбинацией характера склона, геологического возраста, энергии волн и климата и изменяется с изменением этих факторов. На нее влияет также привнос терригенного обломочного материала. Поэтому очевидно, что в конкретных случаях схема не включает все девять фациальных поясов. Ясно, например, что наличие поясов 1 или 2 зависит от того, воздымается ли карбонатная банка или склон из глубоководной застойной (эвксинной) впадины или они расположены в шельфовом море с открытой циркуляцией. Аналогично наличие поясов 3 и 4 определяется крутизной склона, глубинами, на которые он погружается, и величиной волновой энергии у его верхнего края. Органогенный риф (пояс 5) может чередоваться вдоль простирания фациального пояса с известковыми песками (пояс 6) или могут быть выражены оба эти пояса, в зависимости от геологического возраста и энергии вод. Если за барьером существует достаточно глубокая лагуна, то в условиях постоянно умеренного или тропического климата в ней может быть хорошая циркуляция и характерные для изолированных участков моря карбонаты или образуются эвапориты. Многочисленные примеры, приведенные в последующих главах, иллюстрируют пределы изменчивости. Различные факторы, определяющие эту изменчивость, рассмотрены в последней главе. Однако примечательно, что в целом фациальная структура карбонатных толщ однотипна. Пермский Рифовый Комплекс является почти идеальной моделью полного ряда фаций [95, 242]; почти полным является также ряд меловых фаций, описанный Куганом [73].

Приведенная схема распределения фаций не является единственной. Эр [4] и Андерсон [13] описали условия карбонатного склона, в которых зона высокой энергии расположена вдоль берега и сменяется мористее зоной тонких илистых карбонатных осадков, отлагавшихся в условиях открытого моря. Полоса известковых песков на современных карбонатных шельфах протягивается вдоль берегов, но они не типичны, возникнув в результате геологически недавнего затопления, и обозначают лишь начало осадочного цикла выдвижения, т. е. наращивания осадками аккумулятивных форм в горизонтальном направлении. В геологической истории такая схема распределения фаций встречается лишь редко. Эр приводит два геологических примера своей «фациальной модели карбонатного склона»: юрскую формацию Смэковер на побережье Мексиканского залива и плейстоценовые отложения вокруг ныне погруженной банки Кампече. Оба примера представлены сравнительно узкими поясами вдоль края континентального шельфа. Склон у краев этих поясов относительно крутой. В подобных условиях, даже при значительном поднятии уровня моря, образование барьеров на окраине  шельфа  затруднено.  Суша  расположена  слишком  близко,  а пояс максимума накопления карбонатов слишком узок. Тектоническое положение такого узкого пояса карбонатонакопления определяется ниже в этой главе термином «ореол» (fringe or halo), окаймляющий край кратона.

ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ФАЦИЙ

Тектоническое погружение частично влияет на мощность, фациальный состав и вертикальную последовательность девяти фациальных поясов. Но климатический, гидрологический и биологический контроль столь значителен, что типовая схема проявляется в различных мегатектонических провинциях. Ниже эти провинции кратко описаны и сгруппированы в типы в соответствии с представлениями Кребса и Маунтджоя [196]. Все примеры приводятся по данным геологических наблюдений. Трудно найти аналоги лишь в областях голоценового карбонатного осадконакопления, так как осадки, покрывающие третичные и современные платформы, слишком молоды и маломощны. Этот вопрос рассматривается также в заключительной главе.

1. Постройки во впадинах областей значительного регионального  погружения:

Самые обширные из этих образований включают крупные морские банки. Они хорошо  развиты  в  геосинклиналях  или  в  перикратонных  впадинах  и  представляют некоторые из наиболее мощных известных разрезов карбонатных толщ. Зарождаясь, вероятно, при более низком стоянии уровня моря на изолированных поднятиях во впадинах, они в дальнейшем, благодаря быстрой аккумуляции, растут («самоподдерживаясь») вверх, несмотря на значительное погружение. Небольшие по размерам образования подобного рода часто обозначаются термином «конический», или «башенный» риф (pinnacle reef). Они могут вытягиваться цепочками в линию и развиваться на неровностях рельефа платформ или на уступах, образованных разломами.

Склоны и плоские вершины таких банок напоминают аналогичные элементы крупных платформ. В отличие от платформ, примыкающих к кратонам, для которых характерна последовательная смена фаций в направлении параллельном берегу, глубоководные фации окружают крупные морские банки со всех сторон, лишь слегка видоизменяясь с наветренной стороны. Примеры: Большая Багамская банка (мел -современная; рис. II-5), меловые платформы Валлес и Голден Лейн Центральной Мексики; платформа Центральной впадины Западного Техаса (средняя и верхняя пермь); среднетриасовый Доломит Южного Тироля, Северная Италия (рис. II-6); пенсильванские банки во впадине Мидленд (включая Джеймсон Филд и «атолл» Хорсшу-рис. VI-14); силурийские башенные рифы во впадине Мичиган (рис. IV-M); среднедевонские постройки области Зама Северной Альберты.

Рис. II-5. Багамские банки и их окрестности. По Пёрди [291] и Ньюэллу [262], с разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников. Багамские банки показаны крапом

Рис. II-8. Схематическая карта нижнемиссисипских фаций впадины Уиллистон и шельфа Монтана. Карта показывает распространение одного интервала (зоны Нессон) мощностью около 30 м, залегающего в карбонатной толще мощностью около 500 м (фации Мишен-Кэньон группы Мэдисон). Такие интервалы выделяются на основе электрокаротажа и цикличности. Типы преобладающих фаций показаны там, где данный тип пород слагает более 50% мощности интервала. Обращают на себя 'внимание эвапориты и доломиты поднятия Центральной Монтаны, известняки приливных равнин и лагун и доломиты, распространенные к югу от приподнятой области, и неправильные поля бассейновых пелитоморфных известняков или известняков впадин с разбросанными среди них банками бнокластических вакстоунов и оолитовых песков. Цикличный ряд фаций отлагался к северу от низкого шельфа Вайоминг в слабо прогибавшейся впадине Уиллистон. Фациальные пояда широкие и относительно неправильные.

Преобладающие фации: 1 - пелитоморфные известняки впадин, 2 - биокластический вакстоун, 3 - оолитовые известняки, 4 - доломиты, 5 - известняки приливных равнин, 6 - ангидриты и доломиты

2. Карбонатные толщи пери- и прикратонных областей значительного  регионального  погружения:

Крупные платформы и склоны на периферии кратонов. Эти формы встречаются по краям миогеосинклиналей или перикратонных впадин. Мелководные карбонатные осадки слагают обширные склоны, которые, развиваясь, быстро превращаются в платформы. Внешние края этих платформ имеют наклон от 1-2° до 30°. Мощность отложений может иметь порядок сотен или даже нескольких тысяч метров. Фациальные пояса на краях таких платформ имеют ширину в одну или две мили, ширина же внутренних фациальных поясов достигает десятков километров при почти горизонтальной поверхности (обычны уклоны 30 см на километр). Примером служит нижний ордовик Северной Америки - огромный клин карбонатных отложений, накопившихся на мелководье и в приливной полосе, которые окаймляют Североамериканский щит и простираются в миогеосинклинали, расположенные к востоку, западу и югу от него (рис. II-7). Меловые образования, окаймляющие Мексиканский залив, и разрез мезозоя в районах, расположенных к востоку и югу от Аравийского щита, также являются типичными примерами этих отложений. В последнем случае современный Персидский залив расположен на месте мелководного передового прогиба, образованного между Аравийским щитом и воздымающейся цепью Загроса.

Рис. II-9. Фации формации Фредериксберг дуги Сан-Маркое в Центральном Техасе. По Фишеру и Родда [114]. Область Центрального Техаса (поднятие Льяно) представляет собой пологий купол обширной Команчской платформы, достаточно приподнята, чтобы контролировать распределение карбонатных фаций. Дополнительные схемы и объяснение см. в гл. XI. Иллюстрация из оригинала с разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников

Узкие ореолы по краям кратонов. В тех случаях, когда тектонические движения имеют значительный размах и темп, по краям древних складчатых хребтов или кратонных плит образуются впадины и формируются относительно узкие, но мощные пояса окаймляющих карбонатных фаций. Они обычно образуются вокруг срединных массивов внутри геосинклиналей или на крутых склонах некоторых платформ. Если склон достаточно крут, барьер и лагуна не образуются, а суша окаймляется ореолом осадков зоны высокой энергии, т. е. отложениями зоны активной гидродинамики, например, формация Смаковер (верхняя юра) вокруг корней складчатого пояса Уачита и северной части Мексиканского залива [39, рис. Х-12].

3. Карбонатные толщи областей умеренного погружения, примыкающие к платформам. Эти толщи образуются главным образом в мелководных внутрикратонных впадинах. Они сходны по форме с крупными карбо натными склонами и платформами, но отложения имеют меньшую мощность, а ширина всех фациальных поясов может достигать десятков километров. Уклоны дна во внутренних частях впадин пологие (порядка лишь 20-30 см на километр). Распределение фаций вдоль окраин платформ и во впадинах не вполне правильное, а четко выраженные органогенные постройки в большинстве случаев отсутствуют. Примером является миссисипий впадины Уиллистон (рис. II-8), на основе изучения которого Иди [100], Шоу [326] и Ирвин [167] создали модель распределения фации, показывающую обмеление вверх по разрезам шельфовых циклов. В этих отложениях не наблюдается четко выраженного кольца органогенных построек, но отдельные шельфовые купола или лоскутные рифы - обычны. В главе IV ив заключительное (XII) главе описано несколько типов этих шельфовых построек. Мелководноморские внутрикратонные впадины в субтропической зоне с карбонатным осадконакоплением на современной поверхности Земли отсутствуют.

Рис II-10. Батиметрия и поверхностные осадки Персидского зелива. По Хуболту [160] Схема показывает фациальные изменения известковых песков от изолированной слабо приподнятой области п-ова Катар до области глубоких вод. Склон к северо-востоку от Катара исключительно пологий (0,5 м/км), но существующая последовательность фаций отражает непрерывное, хотя и весьма постепенное углубление дна

 

4. Карбонатные накопления за счет сноса со слабо приподнятых участков платформ - областей умеренного погружения. В связи со слабым погружением краев этих незначительных структурных поднятии находятся их пологий рельеф и неправильное распределение фаций на площади при значительной ширине фациальных поясов. Однако и в этих случаях схема фации близка к типовой; например, в фациях миссисипия, окаймляющих и перекрывающих поднятие Центральной Монтаны, отложениях альба Центрального Техаса (формация Глен Роуз и группа Фредериксбёрг Центрального Техаса, рис. II-9). Современный аналог можно найти в фациях, окаймляющих северную оконечность п-ова Катар в Персидском заливе (рис. II-10).

 

ФАЦИИ КАРБОНАТНЫХ ТОЛЩ ОКРАИН ШЕЛЬФОВ И ВПАДИН И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ИХ СТРАТИГРАФИЧЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ

Карбонатные фации на основании геометрических черт стратиграфических соотношений, крутизны склонов и тектонического положения логически подразделяются на две группы: 1) комплексы окраин шельфов по периферии крупных впадин или вдоль побережий крупных морских банок, расположенных в таких впадинах, характеризующихся значительным погружением, и 2) шельфовые образования явно эпиконтинентальных морей, плоских кратонов, т. е. областей умеренного прогибания.

Каждая из этих обстановок характеризуется своими стратиграфическими особенностями и проблемами корреляции. Окраины шельфов и крупные постройки во впадинах - это участки с расчлененным рельефом, крутыми склонами, резко очерченными фациями и мощными разрезами.

Строение карбонатных склонов и платформ

Типовая последовательность фаций устанавливается по смене типов осадков в процессе роста слабо наклоненной платформы или склона, имеющих клиновидную форму и плоскую поверхность с определенным подводным рельефом. Обращенный в сторону моря подводный склон имеет различную крутизну. Именно такие форму и строение имеют современные барьерные и окаймляющие рифы, даже если они воздвигнуты на палеорельефе, унаследованном с плейстоцена. Эти постройки являются результатом в основном органогенного накопления карбонатных осадков, отличающегося повышенной скоростью как на унаследованных поднятиях, так и на участках повышенной карбонатной продуктивности; реже постройки - результат механического скопления наносов.

Наиболее обильное образование карбонатов происходит в теплых, неглубоких, чистых, хорошо освещенных и незагрязненных глинистой примесью морских водах. Конкретные процессы, повышающие биологическую продуктивность на подобных участках морского дна, многочисленны и являются следствием взаимодействия гидрологических и биологических факторов. Окончательный объем накопившегося осадка определяется темпом образования карбонатов, действием стабилизирующих процессов и механическим накоплением за вычетом объема удаленных при перемывании осадков. Рис. 11-11 иллюстрирует взаимодействие этих процессов.

Пояс максимальной аккумуляции карбонатов на плоской поверхности палеосклона обычно располагается вдали от суши и протягивается параллельно древней береговой линии, но приурочен к достаточно неглубоким водам с максимальной биологической продуктивностью. Вследствие этого масса органогенного карбоната наиболее быстро растет вдоль определенной полосы, расположенной в верхней части пологого склона. Непрерывное погружение относительно приподнятого блока в сочетании с быстрым ростом органогенной постройки и аккумуляцией осадков приводит к образованию линии органогенных тел на окраине шельфа (рис. II-12). Параллельно происходит заполнение лагуны, расположенной между окраиной шельфа и сушей; лагуна заполняется осадками отшнурованного морского бассейна или эвапоритами, и в ко нечном итоге вокруг приподнятого  тектонического  элемента  образуется карбонатный склон или горизонтальная карбонатная платформа.

Рис. II-11. Процессы, формирующие карбонатные накопления и обуславливающие их форму. По Уилсону [417], с разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников. Особые условия карбонатного осадконакопления (теплые, прозрачные, неглубокие воды эуфотической зоны)

Одновременно в области, расположенной ниже по склону от окраины шельфа, накапливается заметно меньше осадков и, по мере роста платформы и повышения относительного уровня моря, воды здесь становятся относительно более глубокими. В результате обычно образуется впадина, окруженная карбонатными склонами или платформами, которые приурочены к положительным элементам, окаймлявшим первичную депрессию, на склонах которой образуются характерные фации (рис. II-13). Примыкающая к платформе впадина остается относительно глубоководной по трем причинам: 1) в ее пределах может происходить более быстрое погружение, 2) ее прогибание обычно не компенсируется осадконакрплением, которое, как правило, является пелагическим, известковым или кремневым, в основном органогенным и лишь отчасти терригенным: глинистый материал поставляется ветром или реками и 3) пелитовые осадки впадин уплотняются в большей степени, чем чистые карбонатные осадки шельфа и шельфовой окраины. Последние цементируются обычно на ранних   стадиях   диагенеза   и   лишь   слабо уплотняются в связи с растворением отдельных зерен пресными водами.

Рис. II-12. Образование рельефа дна по профилю от шельфа к впадине. По Мейснеру [242, рис. 4 и 5], с разрешения Геологического общества Западного Техаса

а - стратиграфическая модель, показывающая поверхность осадконакопления, связанную с трансгрессией, обусловленной дифференцированным погружением; предполагается, что скорость погружения превосходит скорость осадконакопления; b - стратиграфическая модель, показывающая образование рельефа дна по профилю от шельфа к впадине, обусловленное различиями в скоростях карбонатной седиментации; предполагается незначительное погружение (или отсутствие погружения), следующее за быстрой первоначальной трансгрессией

 

Значение описанных выше черт топографии и быстрой смены фаций существенно для правильной корреляции, в частности при глубинном картировании. Правильная корреляция фаций затрудняется в случаях более позднего заполнения впадины осадками. Джон Рич [301], установивший основные элементы седиментационной топографии, шельф, склон и впадину соответственно назвал андаформой, клиноформой и фондоформой. Хотя Рич рассматривал главным образом региональные тела терригенных обломочных образований, этот принцип в равной мере приложим и к карбонатным телам.

Рис. II-13. Идеализированный профиль карбонатной платформы, показывающий относительную ширину стандартных фациальных поясов и области слабого уплотнения осадков в шельфовой лагуне и в некомпенсированной впадине. См. также работу Мейсснера [242, рис. 8], с разрешения Геологического общества Западного Техаса

Рис. II-14. Сравнение крупных карбонатных платформ и морских банок. Вертикальный масштаб слабо преувеличен (Х10), горизонтальный - одинаков для зсех случаев. Показана  относительная ширина  (радиальных поясов на окраинах шельфов

Вариации фациальных поясов по ширине и однородности

Описанный выше типичный фациальный комплекс состоит из более или менее широких и однообразных полос осадков на шельфах и во впадинах, и значительно более узких поясов контрастных, быстро сменяющихся фаций на лежащей между ними окраине шельфа. Полосы осадков шельфа и впадины обычно имеют ширину в десятки или даже сотни миль, в то время как ширина фациальных полос на окраине шельфа составляет лишь одну или две мили. Как правило, чем круче склон, тем уже фациальные пояса (см», рис. II-13 и 14).

Влияние дифференцированного погружения при осадконакоплении

Если в течение осадконакопления скорость прогибания возрастает по направлению к центру впадины, можно ожидать, что вышеприведенная простая модель, основанная на равномерном прогибании, подвергнется изменениям. Возрастание скорости прогибания может быть связано как с дифференцированным погружением дна впадины, так и с одновременным осадконакоплению развитием разрывов. Эффект, возникающий при различных сочетаниях скоростей прогибания и осадконакопления, рассмотрен Мейснером [242, с. 212, рис. II-15].

Наиболее обычные случаи, запечатленные в геологических разрезах, указывают на последовательное наращивание толщ в сторону впадины, когда карбонатные осадки накапливаются быстрее, чем происходит погружение. Например, хорошо известный Пермский Рифовый Комплекс может рассматриваться как такой выдвигавшийся в сторону впадины комплекс, причем наращивание происходило непрерывно на расстоянии в несколько миль в течение лишь позднепермского времени. Шельфовые окраины вокруг впадин Делавэр и Мидленд свидетель ствуют о несколько резко выраженных последовательных фазах регрессии моря, хорошо изображенных Ван Сикленом [385, рис. II-16].

Рис. II-15. Стратиграфические профили для различных соотношений скорости погружения и скорости осадконакопления

 

Некоторые из крупнейших карбонатных банок наращивались главным образом вверх; в областях геосинклинального прогибания осадко-накопление зачастую точно соответствует погружению. Меловые образования Эль Абра Центральной Мексики и среднетриасовый Доломит в Альпах являются яркими примерами (рис. II-17).

Непрерывные трансгрессивные ряды карбонатных фаций встречаются редко. Наиболее изученной является группа Гельдерберг в штате Нью-Йорк [206], распространенная по краю Аппалачской геосинклинали, где четко запечатлены факты, свидетельствующие о наступлении моря в западном направлении, сменяемого затем отступлением моря обратно в пределы расположенной на востоке геосинклинали.

Обычно накопление карбонатных осадков компенсирует относительное повышение уровня моря. Трансгрессивные рифы, образующие непрерывные стратиграфические единицы, совершенно неизвестны, однако башенные рифы, развитые на некоторых морских банках, указывают на то, что в отдельных впадинах погружение опережает осадконакопление. Обычно, помимо слишком быстрого погружения и поднятия уровня моря, и другие причины вызывают прекращение роста карбонатных построек. Эти причины заключаются в кратковременном, но быстром опускании уровня моря перед следующей фазой морской трансгрессии, в притоке терригенного материала, климатических изменениях, а также в изоляции бассейна и установлении условий, способствующих накоплению эвапоритов.

Интерпретация карт мощностей карбонатных осадков

Карты изопахит, которые легко и быстро строятся, позволяют делать ряд тектонических выводов, касающихся скорости прогибания и положения структурных линий и зон. Эта процедура надежна только в том случае, если границы в подошве и кровле картируемого подразделения являются изохронными, т. е. если ясны соотношения трансгрессивных или регрессивных частей. Тщательная корреляция слоев внутри картируемого подразделения является средством контроля. В карбонатных толщах, однако, даже если известны «временные плоскости», точная интерпретация карт изопахит бывает затруднена. Это происходит потому, что, как отмечалось выше, карбонатное осадконакопление может контролироваться двояким образом: 1) органогенный детрит сносится в прогибающийся.мелководный бассейн или образуется в нем in situ; в этом случае наибольшая мощность приурочена к центру впадины; 2) карбонатные отложения могут иметь аномально большую мощность над расположенными внутри прогибающейся впадины" поднятиями рельефа.

Далее, как показывает рис. II-18, различный рисунок изопахит карбонатных слоев может отражать или простое заполнение впадины осадками или постепенное наращивание окраины шельфа к центру бассейна. На ранних стадиях стратиграфического изучения установить это точное различие возможно на основании данных анализа литофаций, а также мощностей.

Рис. II-16. Выдвижение края карбонатного шельфа, вызывающее циклическое и ритмичное осадконакопление. По Ван-Сиклену [385, рис. 4]. 40-кратное увеличение вертикального масштаба. Оригинал иллюстрации опубликован в Бюллетене Американской ассоциации геологов-нефтяников (1958 г.)

Рис. II-17. Рост вверх, расширение и сокращение площадей карбонатных банок в Доломитовых Альпах Южного Тироля (Италия, устанавливаемые по слоям передового склона. По Леонарди [214, рис. 154 и 155]

1 - нормальные пирокластические осадки впадины; 2- известняк Ципит, экзотические глыбы; 3 - детритусовые карбонатные отложения шлейфа передового склона; 4 - массивные доломиты банки

I - расширяющаяся банка; II - профиль через банку, которая расширялась, а затем сократилась

Рис. II-18. Схематические карты изопахит карбонатных хроностратиграфических подразделений: В - развитие карбонатной платформы вокруг впадины при большой скорости прогибания центра впадины, А - постепенное и медленное прогибание, которое может привести к заполнению впадины детритусовым материалом

Тектонический контроль простираний карбонатных построек

Для того чтобы предсказывать распространение рифовых комплексов, важно определить соотношения между региональной структурой, очертаниями и фациями этих карбонатных тел. Например, движения блоков фундамента по разрывам могут служить исходным фактором, контролирующим линейное расположение карбонатных построек. Установлено, что важное значение имеют движения как предшествующие, так и протекающие в течение карбонатного осадконакопления. Хорошей иллюстрацией этого для голоцена и позднетретичного времени являются барьерный риф Белиза и п-ова Юкатан в Карибском море и несколько крупных атоллов или банок на удалении от этого побережья. Часто также разрывы обуславливают существование сложных линеаментов, представленных полосами карбонатных тел, различимых в геологических разрезах. Ко многим из этих тел приурочены положительные гравитационные аномалии [20], а к разделяющим их впадинам- отрицательные    аномалии.    Примерами    являются:    Багамские острова, которые сформировались на домеловом поднятии, имеющем северо-западное простирание, платформа Центральной впадины Западно-Техасского пермского бассейна (с увеличением силы тяжести вкрест него более чем на 100 мгал), цепи крупных рифов Альберты, имеющих север-северо-восточное простирание, причем цепь Ледюк - Римби этого района подстилается слабой положительной гравитационной аномалией (рис. II-19). Позднепалеозойские водорослевые постройки также имеют сложное линейное расположение.

Рис. II-19. Линейные пояса позднедевонских платформ во впадине Альберта. По Туми и др. [371, рис. 1; 253]

/-известняки; 2 - доломиты; 3 - границы рифовых масс; 4-5 - границы карбонатных платформ  (4- Биверхил-Лейк, 5 - Ледюк); 6 - надвиги

 

Эти линейные простирания, предположительно отражающие разрывы фундамента, существуют благодаря чувствительности процесса накопления карбонатов к наличию любых форм первоначальных поднятий рельефа, как структурно-тектонических, так и геоморфологических Наращивание карбонатных толщ в горизонтальном направлении (аккреция) может происходить вдоль любого резкого перегиба склона, являющегося, возможно, отражением разрыва в фундаменте. Рост раз начавшись, обычно происходит непрерывно и быстро. Топографический контроль развития голоценового барьерного рифа рассматривается в работах Перди [293, 294], который связывает его с позднеплейстоценовои карстовой поверхностью, а также с залегающими на глубине третичными разрывами. Кроме того, области впадин обычно содержат многочисленные участки, где распространены небольшие округлые или эллиптические карбонатные постройки, возникшие в результате избирательного накопления карбонатов на незначительных топографических поднятиях. Заметим, что линии или вытянутые участки таких островершинных холмов или рифов известны в нескольких впадинах которые рассматриваются в главах IV и V. Положение их, возможно' структурно обусловлено разрывами в фундаменте или смещением блоков. Известно, что массивные «шапки» карбонатных пород венчают растущие соляные купола в Мексиканском и в Персидском заливах В последнем случае первичный рельеф с размахом всего лишь в несколько метров достаточен для того, чтобы вызвать быстрое накопление чистого СаС03 над приподнятыми участками.

Цикличное и регрессивно-повторяющееся осадконакопление

Чередование осадков впадины и шельфа в разрезе возникает тогда когда постройки окраины шельфа вокруг впадины формируются одновременно с периодическими колебаниями уровня моря, особенно если климат  и  отсутствие  возвышенного  рельефа  на   примыкающей  суше способствуют процессу образования карбонатных отложений.

Рис   II-20. Стратиграфическая модель циклического и регрессивного осадконакопления по меиснеру [242, рис. 7], с разрешения Геологического общества Западного Техаса

 


Рис. II-20 показывает, что в течение высокого стояния уровня моря обломочный  материал  не  поступает на окраину шельфа, улавливаясь за много миль до нее у береговой линии. В чистых шельфовых водах.образование карбонатов и накопление осадков в результате биологических и неорганических процессов протекают особенно интенсивно; в связи с этим быстрая аккумуляция происходит на шельфе и шельфовой окраине и почти не происходит в пределах впадины. Если уровень моря остается высоким, карбонатная окраина шельфа наращивается в сторону моря, сопровождаясь регрессивной последовательностью отложений нескольких фациальных поясов шельфа (известковые пески, лагунные известковые илы, отложения приливной равнины и соленых лагун и себхи). В это же время аккумуляция осадков в глубоководной впадине осуществляется за счет пелагического и приносимого ветром материала, отлагающегося в эвксиничных условиях. Кроме того, у подножия воздвигаемой платформы, возможно, происходит накопление тонкого карбонатного детрита, сносимого с шельфа. Прогибание впадины в это время, очевидно, не компенсируется осадконакоплением, хотя во многих случаях на дне впадины повсеместно отлагаются маломощные темные известняки.

Следующая фаза осадконакопления протекает при снижении уровня моря. Реки перерабатывают обломочный материал, особенно когда наклон прилегающей суши имеет возрастающий градиент. Пески и глины выносятся по каналам через шельф, минуют шельфовую окраину и накапливаются во впадине, заполняя ее и сглаживая рельеф, возникший в предшествовавшую фазу высокого стояния уровня моря и карбонатного осадконакопления. Геологи все отчетливее осознают,  сколь обычным может быть этот тип осадконакопления. Модели Мейснера (рис. II-20, 21) разработаны на основе верхнепермских отложений впадины Делавэр, а первоначальные представления Ван Сиклена [384] - на пенсильванско-вулфкемпских отложениях восточного шельфа впадины Мидленд. Уилсон [412, 416] детально описывает этот тип осадконакопления на примере верхнепенсильванских отложений впадины Оро-Гранде. Другими примерами могут служить эвапОритовые заполнения впадины Парадокс (средний пенсильваний) [272], пермско-пенсильванские отложения гор Глас Маунтинс [307], девонские слан цы впадины Альберта [267] и миссисипские отложения впадины Иллинойс [215]. Изучение цикличного и ритмичного осадконакопления связано с широким использованием в целях корреляции маломощных маркирующих горизонтов в отложениях склона и впадины и с установлением одновозрастности песчаников, отлагавшихся на шельфе и во впадине.

Рис II-21. Стратиграфическая модель циклического и регрессивного осадконакопления в Пермском Рифовом Комплексе в Нью-Мексико. По Мейснеру [242, рис. 8]. Показывает повторение нескольких осадочных циклов, каждый из которых состоит из «карбонатной» и «обломочной» стадий. Для наступающих в сторону впадины диах-ронных и регрессивных фаций использованы названия литофаций группы Артезия. Иллюстрация помещена с разрешения Геологического общества Западного Техаса и автора

 

Корреляция слоев, расположенных вдоль окраины шельфа

Обычно послойная корреляция пластов карбонатных толщ окраины шельфа затруднительна. Прежде всего даже плоскости напластования шельфовых фаций не выдержаны повсеместно на площади и местами прерываются, или отложения бывают представлены массивными неслоистыми образованиями, характерными для отдельных органогенных накоплений окраины шельфа. Кроме того, быстрая смена фаций сопровождается значительными изменениями мощностей, делая корреляцию литостратиграфических подразделений особенно трудной задачей. Обычно слои известняков увеличиваются в мощности по направлению к краю шельфа и внезапно утоняются там, где они погружаются во впадину. Такие крутосклонные окраины, характеризующиеся быстрыми изменениями фаций и мощностей, чрезвычайно трудно изучать в геологических разрезах. Это справедливо даже для наземных обнажений, в которых тектонические разрывы, приуроченные к перегибу склона! осложняют корреляцию важных маркирующих горизонтов. Например! несмотря на многолетние исследования, все еще существуют разногласия в истолковании причин существования значительного рельефа на окраине Куеста-Ель-Абра (наземные обнажения) и Фаха-дел-Оро (Голден-Лейн) в Мексике. Согласно преобладающей точке зрения, этот рельеф синхронен осадконакоплению, однако некоторые опытные геологи отрицают факт существования значительного первичного рельефа на этих банках и связывают наблюдаемую картину с опусканиями по разрывам [74].

Во многих отношениях для корреляции в пределах шельфовых окраин с рельефом, возникшим в результате осадконакопления результаты бурения более убедительны, чем данные наземных исследований. Применяется четыре метода:

  • 1. Прослеживание маломощных карбонатных горизонтов - горизонты могут быть прослежены от флангов мощных карбонатных масс, расположенных на прогибе склона, вниз в сторону впадины. Такие маркирующие пласты погружаются во впадину на сотни футов и могут хорошо прослеживаться и в самой впадине. Они наилучшим образом распознаются на диаграммах электрического или радиоактивного каротажа по особым формам записи и обычно рассматриваются как изохронные поверхности или поверхности осадконакопления. Рис. II-22 является отличной иллюстрацией использования таких маркирующих горизонтов при подземных корреляциях вкрест позднепалеозойской шельфовой окраины. Залегание средневульфкемпских отложений здесь показывает наличие первичного склона крутизной в 3°.
  • 2. Корреляция песчаниковых и алевролитовых слоев -там, где склоны очень крутые, послойная корреляция может оказаться невозможной, но если в разрезе устанавливается цикличная или ритмичная слоистость, может быть использована другая методика. Пласты песчаников на шельфе могут иметь коррелятивы в песчаниках впадины несмотря на то что обе эти серии могут быть разобщены в пространстве вкрест шельфовой окраины. При низком положении уровня моря песок может в виде регрессивных покровов перекрывать шельф и «переливаться» во впадину, минуя обнаженный карбонатный край шельфа по каналам или переносясь ветром. Разрезы с многочисленными пластами песчаников могут обеспечить хорошую корреляцию. Убедительный пример такого рода рассмотрен в работе Мейснера [242, с. 218, фиг. 11 и табл. II], в которой пески Белл-Кэньон коррелируются с шестью пачками песков формации Иэтс вкрест первичного рельефа с размахом 400 м (Пермский Рифовый Комплекс). Другим примером является корреляция вкрест рифового фронта Швейцарской Юры, проведенная Боллигером и Бёрри [43].

Рис. II-22. Корреляция электрокаротажных диаграмм в области средневульфкэмпской окраины шельфа в районе месторождения Келли-Снайдер, округ Скарри, Техас. По Ван-Сиклену [385, рис. 2]. Показывает клиноформу, прослеживаемую вниз по склону первичного рельефа в направлении от построек. Риф Кэньон расположен близ кровли верхнего пенсильвания. Первичные .падения в кровле рифа Вульфкэмп менее 3°. По отношению к Вульфкэмпской карбонатной постройке глубина впадины составляла около 150 м. Оригинал иллюстрации опубликован в Бюллетене Американской ассоциации геологов-нефтяников (1958 г.)

 

3. Палеонтологические сопоставления на основе зонального расчленения - в тех случаях, когда это возможно, палеонтологические данные являются решающими для подтверждения корреляций, проведенных вышеописанными методами. Существенно, что впервые значительный первичный рельеф на краях впадин был установлен в верхнепалеозойских отложениях Западного Техаса, где удалось провести жесткий биостратиграфический контроль на основе изучения крупных фораминифер - фузулинид. Двадцать или более лет тому назад среди геологов-нефтяников существовали значительные разногласия в отношении оценки определений фузулинид в Западном Техасе и Нью-Мексико. Фузулиниды обитают преимущественно на шельфе и на верхней части склона, но в виде обломочных частиц легко сносятся вниз и в переотложенном виде слагают известняки у подножия склона. Эти слои на окраине впадины, очевидно, не могут быть древнее, чем находимые в них фузулиниды, но, при наличии переотложенных форм, всегда моложе, чем содержащаяся в них фауна. Если биостратиграфические дан ные наносятся на тщательно выполненные профили электрического каротажа, можно прийти к выводу об аномальном местонахождении фузулинид.

Рис. II-23. Сейсмический профиль через западный склон банки Голден-Лейн к югу от Тампико, Мексика. По Гусману [135, рис. 5], с изменениями

 

4. Сейсмические методы - сейсмические профили, вероятно, дают наиболее точные данные о существовании подземного рельефа, а также возможность отличить его от сбросовых структур и тектонического прогибания. Гусман [135, рис. II-23] приводит иллюстрацию этого на примере банки Голден-Лейн в штате Тамаулипас  (Мексика).

 

КАРБОНАТНЫЕ ТОЛЩИ ЭПИКОНТИНЕНТАЛЬНЫХ МОРЕЙ НА ШЕЛЬФАХ И В МЕЛКОВОДНЫХ ВПАДИНАХ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ИХ СТРАТИГРАФИЧЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ

Между сушей и окраиной шельфа обычны как однообразные, так и циклические, географически широко распространенные маломощные толщи. Они отвечают условиям открытых или замкнутых морских бассейнов и условиям, способствующим накоплению эвапоритов (пояса 7-9 общего спектра карбонатных фаций). Они выполняют также мелководные впадины в областях кратонов; в этих условиях наблюдается более обширный ряд фациальных поясов, сменяющих друг друга по направлению от центра впадины к шельфу, но эти пояса широкие и неправильные. Геологи-нефтяники издавна называют такие толщи «луковой кожурой» (onionskin) или «слоеным пирогом» (layer-cake). Поверхность, на которую отложились эти слои, исключительно плоская и имеет падение лишь 20-30 см/км (меньше, чем уклон прибрежной равнины Мексиканского залива!). Это характерно также для поверхностей внутренних частей современных карбонатных банок и современных шельфов, лежащих на континентальных блоках.

По аналогии с глубинными на современных шельфах, голоценовые осадки которых весьма напоминают древние известняки, мы можем предположить, что в геологическом прошлом шельфы и платформы шириной в сотни миль были покрыты водами с глубиной лишь в несколько десятков метров. Кроме того, опять-таки в соответствии с принципом актуализма, маловероятно, что приливные течения и волновая деятельность в таких широких и мелких морях была очень эффективна. Однако многие отложения Североамериканского кратона представлены

однообразными толщами протяженностью в сотни миль, и эти отложения обычно включают пласты чистых кварцевых песчаников и пеллетовых или оолитовых зернистых известняков! Они, несомненно, образовались в результате деятельности волн и (или) течений и все же широко распространены на площадях в тысячи квадратных миль. Но в таких морях с небольшими глубинами и горизонтальным дном энергия волн не может быть велика, а приливные явления существенно ограничены [184]. Таким образом, указанные отложения сформировались, вероятно, при отступании береговой линии и прибрежных оолитовых баров.

Изучение механизма накопления известковых илов во Флоридском заливе, на приливной полосе Багамских островов и в Персидском заливе подкрепляет этот вывод. Шельфовые области земного шара в настоящее время покрыты неглубокими морскими тропическими водами, что явилось результатом поднятия уровня моря в поствисконсинское время. В ряде мест в этих водах образуются тонкие известковые осадки, главным образом, возможно, за счет разрушения водорослей и за счет истирания известковых раковин разнообразных организмов. Эти тонкие осадки непрерывно переносятся в сторону суши суточными и нагонными приливами и осаждаются у берега в приливной зоне, которая постепенно наращивается в сторону моря. Регрессивная последовательность осадков с возрастом около 4000 лет хорошо изучена при помощи грунтовых трубок на некоторых из островов Андрос и в Персидском заливе. Как указывалось в гл. I, это осадконакопление было особенно быстрым начиная с голоцена. Таким образом, отступание моря по почти горизонтальной поверхности происходит обычно при спокойных водах, причем илы открытого моря перекрываются слоями зернистых известняков, которые в свою очередь перекрываются мелководными карбонатными илами и эвапоритами с осадочными текстурами, характерными ныне для межприливной зоны. Если только такие отложения не формируются приливами, трансгрессирующими ежедневно на сотни километров в глубь суши, очевидно, описанные фации и их соотношения являются результатом миграции условий осадконакопления, происходившей на протяжении тысяч лет. Для ознакомления с происхождением карбонатных фаций на таких поверхностях и диахронным характером их накопления читателю можно рекомендовать обстоятельные работы Шоу [326] и Ирвина [167]. Стдатиграфы различают два типа подобных образований: однообразные простые литосомы и осадочные циклы.

Выдержанные однородные простые литосомы

Область Мидконтинента Северной Америки, включающая впадину Уиллистон, содержит типичные отложения «слоеный пирог»; это характерно также для Русской платформы и Аравийского щита. Некоторые из этих литологических подразделений занимают исключительно широкое пространство. Крумбейн и Шлосс [198, с. 374-378] рассматривают некоторые из них как изохронные литологические подразделения. Изучение фациальной структуры этих слоев, однако, показывает, что вряд ли отложение по. крайней мере части из них происходило в виде одновозрастных на всем протяжении пластов. Некоторые из пластов, такие как косослоистые морские ортокварциты и глауконитовые оолитовые известняки, представляют собой остаточные (residual или lag) накопления, сформировавшиеся в результате повторных морских трансгрессий и регрессий на шельфах при относительно медленном осадконакоплении.

Рис. II-24. Карта фаций верхнего ордовика Северной Америки, иллюстрирующая широкое распространение единого покрова глинистых карбонатных пород на пространствах Мидконтинента и Кордильерской миогеосинклинали; по Кларку и Стирну [69] В пределах Мидконтинента и в западных районах это подразделение непосредственно перекрывает столь же ширрко распространенное и литологически сходное подразделение чистых карбонатных пород - формации Ред-Ривер, Бигхорн, Вайола-Монтоия. Мелкими кирпичиками показаны карбонатные фации, крупными - области эрозии, где это подразделение существовало ранее. Обращает на себя внимание дельта Куинстон в Аппалачском регионе на восточном краю кратона. Иллюстрация из книги «Геологическое развитие Северной Америки» (2-е издание); помещена с разрешения авторов и издательства «Рональд-Пресс», Нью-Йорк

Современное распространение:    1-известняки,   3 - морские   глины,   4 - морские   песчаники;   вероятно  отлагавшиеся,   но  ныне  эродированные  или  скрытые:  2 - известняки,  5 - морские  глины

Другие простые однородные подразделения могли образовываться на широких площадях в стабильных морских условиях; они состоят из пачек, отложившихся более или менее одновременно. Отложения среднего и верхнего ордовика к западу от р. Миссисипи содержат две литосомы, которые попадают в эту категорию. Мелководноморское карбонатное подразделение Ред-Ривер - Вайола - Монтойя и перекрывающие его сланцы Стони-Маунтин - Макокета - Силван однообразны в фаунистическом и литологическом отношении на обширной площади простирающейся от Гудзонова залива и Манитобы на севере до Соноры в Мексике - на юге и от Миссури до Колорадо в широтном направлении [198, фиг. 10-15] -см. рис. II-24. Нижняя, карбонатная часть этой пары почти повсеместно характеризуется коричневым цветом, пятнистостью, обусловленной доломитизированными ходами илоедов и наличием специфической фауны ветвистых кораллов Receptaculites и на-утилоидей. Колебания ее мощности (100-200 м) незначительны, учитывая необычайно широкое распространение этих слоев.

Останцы верхней части нижнедевонской толщи (кремнистые сланцы Кэмден), простирающиеся от Теннесси через юго-западные районы США до Чихуахуа, также представлены своеобразным набором пород: светлыми новакулитовыми и кремнистыми известняками, повсеместно содержащими одни и те же виды брахиопод и трилобитов.

Меловые отложения Уошита в Техасе (верхний альб - сеноман) представляют другое широко распространенное трансгрессивное подразделение карбонатных пород, довольно однообразных по составу, хотя и содержащих примесь глинистого материала. Согласно правилам осадконакопления, изложенным Ирвином и Шоу, в этих эпиконтинентальных морях с чистой водой можно было бы ожидать образования выдержанных подразделений, представленных карбонатами и эвапоритами, образовавшихся в изолированных бассейнах и характеризующихся постепенной сменой фаций и диахронным залеганием. Действительно, изменение фаций наблюдается в какой-то степени в слабо прогибающихся впадинах обширной области Мидконтинента Северной Америки, где эти отложения становятся более слоистыми и кремнистыми, но всегда содержат одну и ту же фауну. Из сказанного следует, что такие толщи известняков должны были отлагаться медленно, сопровождаясь многочисленными перерывами осадконакопления, на глубинах, возможно, в несколько сотен футов, в гидрологических и климатических условиях, допускавших в какой-то степени циркуляцию. Современной модели для подобного шельфового осадконакопления не известно.

Карбонатные шелъфовые циклы

Обычно шельфовые отложения состоят из осадочных циклов, в которых определенная последовательность типов горных пород выдерживается на огромных площадях. Отдельные пласты в таких циклах могут быть прослежены на расстояние, измеряемое многими милями. Ранее других были изучены хорошо известные циклотемы каменноугольных отложений [90, с. 4], в которых чередование обломочных и карбонатных пород облегчает распознавание циклического строения. Одним из наиболее интересных результатов, полученных при изучении стратиграфии карбонатных пород за последние 20 лет, было установление того факта, что большинство мощных известняковых и доломитовых толщ состоит из циклически повторяющихся слоев и не являются однородными. Это, в частности, справедливо для шельфовых отложений (см. гл. VII и X).

Цикличность в строении разреза обычно устанавливается после детального описания и измерения; некоторые основные типы горных пород могут повторяться в правильном порядке. Этому распознаванию цикличности может помочь применение программ для компьютера. Но между какими типами пород наблюдается наиболее резкий стратиграфический контакт? Для этого выявляется, субаэральным ли был перерыв в осадконакоплении или подводным (см. гл. III). На этой стадии интерпретации возможно выявление истинно циклической (АВСВА) или ритмической  (гемициклической - АВСАВС)  повторяемости. После того как циклы выделены, дальнейшая работа по изучению разреза может включать повторный отбор образцов и более детальное изучение микрофаций и осадочных текстур с целью более точного определения условий осадконакопления.

Несмотря на затраты времени и усилий, использование понятия циклотем в седиментологическом анализе имеет несколько преимуществ: (1) их распознание может оказать дополнительную помощь при восстановлении обстановок осадконакопления. При этом одни типы пород легче интерпретируются, чем другие. Установление правильной и закономерной последовательности типов пород позволяет распознавать условия осадконакопления какого-либо интересующего нас пласта путем сравнения с условиями образования перекрывающего и подстилающего слоев. Например, пеллетовый калькаренит, залегающий между слоями биокластического микрита, вероятнее всего представляет первично пеллетированный известковый ил (пропущенный через кишечник илоедов), а не известковый песок, отложенный течениями; (2) выделение осадочных циклов помогает также при изохронных корреляциях в пределах данного бассейна осадконакопления. Границы между циклами или моментами крупной морской трансгрессии или «наиболее глубоководного осадконакопления» при корреляциях использованы Крумбейном и Слоссом [198, с. 383-386]; (3) распознавание цикличности отложений помогает предсказывать распространение фаций. Закон Вальтера [391, с. 979] гласит, что фации сменяются в аналогичной последовательности в вертикальном и горизонтальном направлениях. Это же изложено и в первой половине работы Шоу «Стратиграфия и время» [326]; см. также Куган [73]. При цикличном строении фации обычно изменяются закономерно на расстояниях в несколько миль, а иногда и в несколько сотен миль. Распознавание и описание правильной вертикальной повторяемости слоев необходимо при построении карт литофаций.

В шельфовых отложениях обычно выделяется три типа циклического строения, показанные на рис. II-25. Вертикальную последовательность слоев в пределах цикла можно расчленить на три главных фазы, отвечающие определенным условиям среды: нижнюю терригенную, среднюю нормально морскую и верхнюю мелководную; кроме того, устанавливается заключительная субаэральная фаза. Выделяются следующие циклы:  1)  с обмелением вверх по разрезу  («выполняющая») карбонатная или карбонатно-эвапоритовая последовательность существенно регрессивного характера (гл. X); 2) терригенно-обломочные и карбонатные породы или более сложные и полные обломочно-карбонатные, подобные тем, которые отмечены на позднепалеозойских шельфах Мидконтинента (гл. VII); 3) с трансгрессивной нижней карбонатной и верхней регрессивной терригенной фазами.

Рис. II-25. Обычные типы цикличного осадконакопления. Смена слоев обусловлена в основном периодами привноса терригенного материала и климатическими изменениями, сопровождаемыми повышением или понижением уровня моря. Поскольку механизмы многочисленны и до некоторой степени взаимосвязаны, теоретически результаты могут быть сложными. Установлено, что во многих местах распознаются и выдерживаются схемы, подобные показанным на рисунке; это означает, что чаще всего действует лишь один или два механизма, приводящие к достаточно простым типам цикличности

 

В обширной литературе можно найти много других примеров цикличного осадконакопления [90, 243]. Микрофации и условия осадконакопления нескольких карбонатных шельфовых циклов рассмотрены в гл. X. По наблюдениям Кугана [73, с. 7] большинство мелководных шельфовых или платформенных циклов асимметричны или ритмичны; они содержат маломощную трансгрессивную часть, часто по резкому контакту перекрывающую кровлю подстилающего цикла; остальная часть постепенно сменяется вверх по разрезу регрессивной фазой, венчающейся мелководными образованиями.

Причины цикличности шельфовых отложений

Обширные платформы со сбалансированными процессами осадконакопления и прогибания, с поверхностью, расположенной близ уровня моря, охватываются повторяющимися трансгрессиями и регрессиями. Но каковы механизм и причины цикличного осадконакопления на таких платформах? Повторение довольно сложной последовательности осадочных пород свидетельствует о ряде определяющих причин. Эти причины рассмотрены в столь многих научных статьях и учебниках, что не описываются детально в данной книге (см. список литературы). Разнообразные гипотезы, которые можно использовать для объяснения обычно наблюдаемых схем, включают:

1.   Устойчивое прогибание, сопровождающееся независимым внешним (всемирным) механизмом, обусловливающим повторяющиеся колебания уровня моря. Прогибание в сочетании с независимым эвстатическим повышением уровня моря приводит к относительно быстройтрансгрессии:

  • a) эвстатические изменения уровня моря связаны с ледниковыми периодами, например в плейстоцене и позднем палеозое;
  • b) эвстатические изменения уровня моря обусловлены периодическими тектоническими движениями плит.

2.  Устойчивое прогибание и стабильный уровень Мирового океана в сочетании с внешним механизмом, обусловливающим повторение периодов заполнения бассейна осадками и прекращения осадконакопления в связи с окончательным заполнением осадочной ванны:

  • a) периодическое расширение и сужение морских площадей, служащих источником известковых илов, через сооружение карбонатных покровов;
  • b) периодические климатические изменения, контролирующие развитие рифов или карбонатных банок, что в свою очередь обусловливает ограниченную циркуляцию и создает условия, благоприятствующие накоплению в бассейне эвапоритов;
  • c) периодические климатические изменения, воздействующие на области сноса терригенного материала, и (или) периодическое смещение дельтовых рукавов, вызывающее чередующееся удаление и приближение источника обломочного материала;
  • d) тектонические движения удаленных областей суши, вызывающие изменение продольного уклона водных потоков и колебания в поступлении обломочного материала в бассейн.

 

3. Эпизодическое погружение шельфа с последующим постепенным заполнением постоянно образующимися карбонатно-эвапоритовыми осадками или комбинация эпизодического погружения и эпизодического накопления. Наклон, сопровождаемый погружением шельфа и поднятием прилегающей суши, «колебания берега» вдоль линии шарнира.

4. Эпизодические поднятия и погружения шельфа на фоне общего прогибания (что обеспечивает сохранение отложений) и более или менее непрерывное осадконакопление.

Эти процессы не обязательно взаимно исключают друг друга, что вызывает трудности при объяснении столь сложного явления. В вопросе о причинах шельфовых циклов преобладают взгляды, связывающие их с эвстатическими колебаниями уровня моря, а не с чисто местными тектоническими причинами. Убедительным доводом в пользу этого является то, что шельфовые циклы встречаются в областях с различным тектоническим режимом. Они встречены в верхней части разрезов крупных карбонатных банок, расположенных в активных геосинклиналях (например, лоферские фации известняка Дахштейн) и на шельфах, и в мелководных впадинах в тысячах миль от ближайших орогенических поясов во внутренних частях стабильных кратонных блоков (например, циклические толщи ордовика - миссисипия во впадине Уиллистон). Циклы могут переходить из одной тектонической зоны в другую, изменяясь фациально, но все же сохраняя циклический характер. Это можно видеть на примере группы Мэдисон (миссисипий), отложения которой распространяются из впадины Уиллистон на поднятие Центральной Монтаны; аналогично пенсильванские циклотемы прослежены от поднятия Педернал во впадину Оро-Гранде в штате Нью-Мексико. Весьма возможно, что некоторые причины всемирного характера обусловливают колебания уровня моря, а причины местного характера, такие как тектоническое поднятие или климатические изменения, усложняют общую картину [394, с. 41].

При анализе причин цикличности, особенно в верхнем палеозое, предпочтение отдавалось механизму эвстатических колебаний уровня моря в результате континентального оледенения, что рассмотрено во многих работах [394, 395]. Этот механизм наиболее хорошо объясняет цикличность верхнепалеозойских толщ, которая в северном полушарии весьма характерна, и в то же время они соответствуют по времени длительному периоду оледенения в южном полушарии. Однако цикличность верхнепалеозойских отложний столь явно очевидна и столь легко распознается главным образом потому, что эти толщи обычно состоят из переслаивающихся песчаников, глин («сланцев») и известняков. Даже с некоторого расстояния большинство пенсильванских отложений можно распознать по их полосчатому, с выступающими карнизами крепких пород виду. Привнес терригенного материала, несомненно, явился следствием широко проявившегося позднепалеозойского. орогенеза.

Необходимо принять во внимание, что отложения чисто карбонатных шельфовых циклов встречаются во всех частях стратиграфической колонки. В частности, они хорошо развиты в меловых и юрских отложениях Европы и Северной Америки, а также в девонских отложениях. Если осадочные циклы обусловлены в целом эвстатическими колебаниями уровня моря, причиной которых было оледенение, следует признать более или менее непрерывное разрастание и сокращение полярных ледниковых шапок, по крайней мере на протяжении фанерозойского времени.

 

Возможно, существуют и другие причины, вызывающие эвстатические колебания уровня моря, например мегатектонические [402], но имеющиеся данные показывают, что погружение океанических плит или воздымание срединноокеанических поднятий вызывают лишь незначительное изменение уровня моря. Дафф и др. [90, с. 246] приводит цифры, полученные Менардом на основе анализа мегатектонических движений в Тихом океане с начала третичного времени, согласно которым уровень моря поднимался на 0,2-0,3 см за 1000 лет. Мэтьюс [233] пришел к выводу, что, за исключением наиболее тектонически активных островных дуг северо-западной части Тихого океана, скорость тектонических перемещений порядка 1 м в 1000 лет является средней (см. сделанный Мэтьюсом обзор проведенных Кристенсеном исследований в долине Сан-Хоакин в Калифорнии [233, с. 68]). Холлэм, изучавший позднелейасовую геологическую историю Западной Европы, оценил поднятие уровня моря приблизительно в 15 м за 3 млн. лет (за время формирования трех тоарских аммонитовых зон, отвечающих предположительно неледниковому периоду истории Земли). Скорость этого поднятия уровня моря составляет лишь 0,5 см в 1000 лет. Эти данные не столь точны, но они ясно показывают, что: 1) мегатектонические силы действуют, вероятно, непрерывно, вызывая колебания уровня моря, и 2) ни одна из величин этих скоростей (при рассмотрении отдельных регионов) не достигает величины наиболее недавних скоростей колебания уровня моря, вызванного эвстатическими колебаниями в результате оледенений позднего плейстоцена. В течение последних 120 000 лет уровень моря понижался со скоростью несколько метров за 1000 лет в отдельные периоды, при средней скорости 0,8 м за 1000 лет. В самое последнее время, в течение последних 15 000 лет, уровень моря повышался со скоростью почти 8 м за 1000 лет!

В любом случае как циклическое осадконакопление, так и независимые от местных тектонических причин колебания уровня моря обычны в геологической истории. Причины их можно искать в соответствии с принцином униформизма в обычных процессах, не предполагая наличия в прошлом особых условий.

Использование циклов при хроностратиграфических корреляциях

Группирование пластов в циклотемы облегчает литостратиграфическую корреляцию, но многие геологи применяли этот метод при хроностратиграфических корреляциях (развернутую критику этого метода приводит Шоу, 1964, в книге «Стратиграфия и время»). Следуя принципам, установленным Куганом [73, с. 5-16] и Крумбейном и Шлоссом [198], можно привести следующие доказательства в поддержку того положения, что осадочные циклы могут служить «временными реперами» (time markers) - рис. II-26.

  • 1. Морские трансгрессии должны были происходить по исключительно ровным поверхностям, сформированным предшествующими регрессиями, связанными с образованием и миграцией в сторону моря плоской прибрежной равнины.
  • 2. Любые независимые повышения уровня моря обычно способствуют «быстрому» затоплению обширных пространств таких поверхностей, особенно когда последние испытывают тектоническое погружение. Но хотя трансгрессия моря происходит весьма «быстро», эрозия субстрата в результате деятельности волн ослаблена из-за того, что рельеф этих обширных площадей весьма сглажен. Трансгрессия, естествен но, препятствует поступлению осадков в бассейн, обуславливая рост аккумулятивных форм против течения, уменьшению притока обломочного материала и, таким образом, способствует своему расширению. Трансгрессия кажется более быстрой, чем она в действительности есть. Трансгрессивные слои, как правило, маломощны, но шельфовые отложения открытого моря могут быть маломощны из-за небольшой скорости осадконакопления; некоторые трансгрессии «пожирают» свои собственные отложения, как это показано Фишером [111]. Волны за барьерными барами и островами могут в ряде случаев размывать ранее накопившиеся отложения, по мере того как они распространяются поверх болотных осадков внутренней части побережья.

Рис. II-26. Формирование осадочной последовательности (цикла с обмелением вверх по разрезу) в результате наступания в сторону моря карбонатно-эвапоритовых фаций

 

3. После затопления типичного шельфа, при существовании карбонатного осадконакопления, берег наступает. Это происходит потому, что мелководное карбонатное осадконакопление является исключительно быстрым процессом, и обширные площади могут быть заполнены осадками в геологически короткий отрезок времени (обратите внимание на цифры, характеризующие голоценовое мелководное осадконакопление, которые приведены в гл. I).

4. Скорость регрессивного заполнения и отступания берега для любого цикла обычно столь велика, что лежит за пределами разрешающей способности нашего биостратиграфического календаря. Осадочные циклы формируются быстрее, чем происходит эволюция практически любых организмов, являющаяся основой зонального расчленения. Резкие границы между такими циклами и маломощные трансгрессивные отложения в их подошве соответствуют по продолжительности лишь нескольким тысячам лет (см. ниже).

Итак, хотя каждый полуцикл или верхняя мелководная часть цикла подчиняется закону Вальтера и состоит в основном из регрессивных, диахронно образовавшихся фаций, границы между осадочными ритмами могут весьма близко соответствовать «временным реперам» и в качестве таковых более полезны, чем диахронные фации внутри каждого цикла. Геологи обычно используют в качестве «приблизительно временных плоскостей» или границы между циклами, отмечающие начало затопления, или фазу максимального затопления единичного цикла. Принципы, лежащие в основе использования таких границ при изохронной корреляции, описаны Крумбейном и Шлоссом [198], которые назвали эту процедуру «корреляцией по положению в батиметрическом цикле». Кроме того, определенные типы слоев, обычно связанных с трансгрессивно-регрессивными циклами, образуются предположительно лишь на плоской горизонтальной поверхности и сохраняются в результате относительно быстрой трансгрессии (например, пласты углей и кровля слоев эвапоритов себхи). Когда подобные маркирующие пласты залегают параллельно, или когда разделяющие их отложения равномерно увеличиваются или сокращаются в мощности, большинство геологов полагает, что эти пласты представляют, с практической точки зрения, изохронные реперы в пределах данного бассейна. Другими маркирующими горизонтами, которые могут использоваться как изохронные реперы в отложениях платформ или мелководных впадин, являются бентониты, зоны радиоактивных алевритов (часто обусловливающие повышенную гамма-радиоактивность в мощных карбонатных толщах) и зоны с характерными конкрециями в глинах. Эти маркирующие горизонты могут быть использованы для проверки изохронного характера границ циклотем.

Очевидно, такая хроностратиграфическая корреляция осуществима исключительно в пределах одного бассейна, однако некоторые маломощные литологические подразделения прослеживались на громадные расстояния через несколько тектонических провинций  [394].

Доводы в пользу хроностратиграфического значения этих границ циклов и маломощных маркирующих горизонтов преимущественно дедуктивные, и во всех случаях, когда это возможно, их следует проверять детальным палеонтологическим изучением. Предложенный Шоу метод [326] статистической обработки последовательности фаунистиче-ских зон и сравнения их со стандартом сулит надежду, что необходимое зональное расчленение будет обеспечено. Однако необходимые биостратиграфические данные, позволяющие проверять наши корреляции циклов, обычно отсутствуют. Например, верхнедевонские отложения впадины Уиллистон содержат около 25-30 циклов, необычайно выдержанных и широко распространенных. Во франских и фаменских отложениях выделяется в лучшем случае только полдюжины палеонтологических зон, установленных по гониатитам, конодонтам или брахиоподам (соответствующее время оценивается в 15-20 млн. лет). Та же продолжительность может быть установлена для позднепалеозойских циклов в штате Нью-Мексико. Верхний пенсильваний и нижняя пермь в горах Сакраменто (узкий восточный шельф впадины Оро-Гранде) включают приблизительно 50 циклов, в которых лучшие знатоки фузулинид могут в настоящее время выделить лишь 5 или 6 подразделений зон Triticites и Schwagerina. Время их формирования в этом случае должно быть около 15 млн. лет. Время образования каждой из позднепалеозойских циклотем колеблется от 30 000 до 300 000 лет [90, с. 246]. Фишер [112] и Занкль [428] полагают, что продолжительность каждой из 300 триасовых циклотем дахштейна колеблется от 20 000 до 100 000 лет; все они охватывают период в 15 млн. лет.

Поэтому, в то время как наиболее дробные коррелируемые палеонтологические зоны охватывают интервал около 1-2 млн. лет [147], рассмотренные выше осадочные циклы отлагались, вероятно, в течение 1/10-1/20 этого времени!

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.