Карбонатные фации в геологической истории. Глава 3. Литология карбонатных пород. | Lithology.Ru - Литология.РФ :

Карбонатные фации в геологической истории. Глава 3. Литология карбонатных пород.

Резкое ускорение познания известняков и доломитов связано с комплексностью их полевого и петрографического изучения. Существует несколько стадий петрографических наблюдений, необходимых для понимания осадконакопления. Некоторые требуют более квалифицированного подхода и сложной методики, чем другие. Приводимая последовательность исследований показывает переход от полевого картирования и описания разрезов к исследованиям под микроскопом и химическому изучению в лаборатории:

1)  общая литология;

2) стратиграфические взаимоотношения, позволяющие судить о подводном рельефе, циклическое строение разрезов, фациальная изменчивость;

3) палеонтология, включающая палеоэкологические наблюдения, увязывающие ассоциации организмов и особенности осадков;

4) седиментогенные и биогенные текстуры, включая следы жизнедеятельности организмов, слоистость, признаки, свидетельствующие о направлении движения материала;

5) изменение окраски;

6) микрофации - структура;

7) микрофации - определение типов частиц как биогенных, так и некарбонатных, не растворимых в кислотах;

8)   наблюдения над диагенезом; при интерпретации учитываютсяизмерения пористости и проницаемости;

9)   минералогические и геохимические лабораторные исследования.

В  данной  главе рассматривается  большая  часть    перечисленных выше методов, более детальное их освещение дано в других главах и статьях.

МЕТОДИКА И ТЕХНИКА ИЗУЧЕНИЯ

Некоторые «профессиональные секреты» петрографии карбонатных пород рассмотрены ниже [см. также 63, 159, 246].

Распиловка и пришлифовка

Одна из причин того, что петрографическое изучение карбонатов отставало от изучения песчаников [исключая 61, 311, 345], заключалась в том, что геологи просто не имели возможности видеть в поле строение известняков. Распиловка и пришлифовка как плит, так и аншлифов наряду с изучением шлифов является необходимой составной частью, лежащей в основе любого удовлетворительного наблюдения и описания. Требуется обычное распиловочное устройство (rock saw) и шлифовка карборундовым абразивом «400-600-1000». Наиболее простым методом является выпиливание пластинки (примерно 3-5 см площадью и толщиной в несколько миллиметров) поперек наслоения и пришлифовка одной ее стороны. Пришлифованная поверхность протравливается слабой кислотой (уксусной или муравьиной) в водном растворе 1 :5. В чистом известняке это улучшает полировку и выявляет ромбы доломита, глинистое вещество и нерастворимые зерна, такие как кварц, песок, алевролит. Подобная подготовка может быть проведена обычным порядком, и пришлифовки изучены в отраженном свете под бинокуляром. Покрытие поверхности прозрачным минеральным маслом позволяет проводить наблюдения при больших увеличениях. Чем ближе показатель преломления жидкости к показателю преломления кальцита, тем лучше видимость. Не считая распиловочного устройства, для этой работы не нужно трудоемкое или энергоемкое оборудование. Если снабдить распиловочное устройство самостоятельным источником энергии, всю эту работу можно проводить в поле.

Прозрачные шлифы

Шлифы издавна являются основным средством изучения карбонатных пород. По многим причинам для изучения карбонатных пород шлифы следует изготовлять несколько толще принятой толщины в 30 микрон, для получения более глубокого цветового контраста при одном николе. Никогда не следует делать их с постоянным покровным стеклом (если необходимо, их всегда можно сделать тоньше, и поставить временное покровное стекло с иммерсионной жидкостью). Непокрытые шлифы можно царапать, вырезать из них участки, проводить реакции окрашивания и протравлять под микроскопом, применяя поляризованный свет для определения характера осадка. Поскольку карбонатные минералы трудно различать оптически друг от друга, применяются перечисленные выше простые приемы определения.

Травление кислотой

Применение метода травления кислотой плитки или шлифа позволяет определить и установить точное местонахождение доломита, ангидрита, кварца, кремнистого и глинистого вещества в кальцитовой массе. Можно сначала использовать уксусную (acetic) или муравьиную (formic) кислоту (одна часть концентрированной кислоты на 5 частей Н20) для растворения кальцита с сохранением доломита, а затем 1/10 НС1 для растворения доломита. Органическая кислота стремится покрыть ромбы доломита тонким остаточным покровом частично растворенного карбоната, что обусловливает их четкое выделение. Последовательное травление кислотой кальцита также дает ценные данные о его кристаллическом строении и ориентировке.

Растворение карбонатов кислотой можно также проводить на небольших осколках примерно равного объема, помещенных на прозрачное предметное стекло. Последовательное растворение остатка, наблюдаемое в поляризованном свете, дает возможность определить характер загрязнения и его количество и соотношение доломита и кальцита в известняке. Если применяется несколько кислот, препарат необходимо промывать водой и промакивать гигроскопической салфеткой.

Окрашивание

Метод окрашивания описан Фриданом [121], а также в работе Вульфа и др. [63], где подробно рассмотрены технические вопросы методики. Здесь приводятся наиболее эффективные способы окрашивания:

  • 1) титановый желтый (titan yellow) в 30% NaOH. Окрашивает Mg-кальцит и доломит в оранжево-красный цвет в слабом (5%) растворе NaOH;
  • 2) клейтонская желтая (clayton yellow) в NaOH и EDTA - окрашивает Mg-кальцит в оранжево-красный цвет [468];
  • 3) ализариновый красный в 30% NaOH - дает пурпурную окраску Mg-кальциту и доломиту;
  • 4) ализариновый красный S в 2% НCl - окрашивает кальцит и арагонит в красный цвет, ферродоломит и кальцит в пурпурный цвет;
  • 5) K3Fe(CN6) в разбавленной НС1 - окрашивает все карбонаты в темно-голубой цвет, если они содержат железо; поскольку большинство доломитов содержат железо, это более удобный способ для отделения доломита от кальцита;
  • 6) K3Fe(CN6) и ализариновый красный S в 2% НС1 [104]-окрашивает красным кальцит, пурпурным - железистый кальцит;
  • 7) раствор Флигеля (Ag2S04 - в разбавленном растворе MnSO4) - окрашивает арагонит в черный цвет, не действуя на другие минералы.

Окрашивание удобнее проводить на шлифах, чем на пришлифовках, на светлых породах, чем на темных, и на грубозернистых, чем на тонкокристаллических структурах. В последнем случае кристаллы пропитываются реактивом и затушевывают его действие. Микропористость (писчий мел) совершенно не позволяет пользоваться окрашиванием. Отличие доломита и кальцита методами окрашивания по существу основано на содержании железа в доломите и разной растворимости. Указанные выше различия эффективности методов окрашивания показывают, что при их применении для минералогических определений следует быть достаточно осторожным.

Ацетатные реплики

Применять ацетат целлюлозы для изготовления тонких реплик травленой поверхности карбонатных пород начали еще 30 лет назад палеонтологи. Сейчас этот способ широко применяется для изучения структуры карбонатных пород и под большим увеличением цементирующей массы микрозернистого вещества и внутренней структуры органогенных обломков [28]. Для получения пленки раствор наливается на поверхность карбонатной породы, пришлифованную карборундовым порошком «1000» и слегка протравленную слабой кислотой. Глубина травления обусловливает качество реплики, но сильно меняется в зависимости от типа породы. Используется приводимая ниже методика работы и состав раствора.

Изготовьте пастообразный раствор ацетата целлюлозы в амилацетате или ацетоне, с добавлением небольшого количества подсушивающих ингибиторов, таких как ксилен и хлороформ. Такой раствор в плотно закупоренной бутылке может сохраняться длительное время. После травления кислотой поверхности породы промойте ее, погрузив в спокойную воду, и высушите на воздухе. Быстро удаляет воду также обильное орошение ацетоном. Положите плитку в ящик с песком, наливайте раствор ацетата в центр плитки. Не позволяйте ему стекать с краев. Оставьте сохнуть на ночь и снимите ножом или лезвием бритвы. Удалите соляной кислотой прилипшие зерна карбоната, промойте, просушите, подпишите № тушью и закрепите между двух стекол.

 

Пленку для реплик можно приготовить более быстрым способом, залив поверхность ацетоном и накатав на нее тонкий лист ацетата. Рекомендуется применять изготовляемую промышленностью ацетатную пленку (0,005 дюйма; 1 дюйм = 2,54 см). Поместите ролик пленки в середину пришлифовки и разгладьте, чтобы избежать захвата воздушных пузырьков. Дайте подсохнуть 15 мин после наложения и затем снимите. Такие листы пленки также можно закрепить между предметными стеклами, чтобы не дать им сморщиться, предварительно наклеить на предметные стекла с помощью силиконового каучукового цемента. Протравленная и пропитанная ацетоном порода затем прижимается к стеклу с наклеенной пленкой. Можно использовать также кусочки плексигласа. Метод «сухой пленки» - более ускоренный по сравнению с использованием раствора и больше подходит для пористых пород, поскольку раствор проникает в микроскопические отверстия, затвердевает там и в результате при отделении пленки она может разорваться. Пространства пор могут быть выявлены на пришлифованной поверхности до травления кислотой, если ее обработать окисью хрома. Этот тонкий порошок перейдет на пленку. Рассматриваемый метод имеет ряд преимуществ, хотя в целом результаты при использовании растворов лучше (и меньше воздушных пузырьков). Пленки весьма удобны при работе с большими увеличениями, когда нужно различать кристаллы размером в несколько микрон; толщина шлифа в 30 микрон затушевывает мелкие кристаллы. С пленок получаются хорошие фотографии. Петрографу, конечно, не хватает цветовых контрастов обычного шлифа и, разумеется, возможности определения минералов в поляризованном свете. Пленки могут изучаться эффективно в проходящем свете с любым типом микроскопа, если свет рассеян и падает под небольшим косым углом.

Катодная люминесценция

Известно, что люминесценция возникает при сосредоточении широкого пучка электронов, обладающих низкой энергией, на тонкой пластинке или плитке карбонатной породы в вакуумной камере. Этот тлеющий свет обрисовывает очень детально текстуры внутри кристаллов доломита и кальцита, которые нельзя наблюдать в поляризованном или нормальном свете. Наиболее характерная оранжевая люминесценция кальцита связана с присутствием двухвалентного Мп. Эта люминесценция подавляется в присутствии железа, кобальта и никеля. Доломит обнаруживает сходные характеристики, но со сдвигами в спектре в сторону красного и желтого цветов. Микроэлементы концентрируются на поверхностях медленного роста кристаллов. Таким образом, это явление дает представление о содержании микроэлементов в воде, из которых образовался карбонатный цемент. Для петрографа преимущества этой методики заключаются в лучшем распознавании стадий роста поровой цементирующей массы кальцита, доломитов цемента и замещений, очертаний жилок кальцита, когда они представляются оптически неотличимыми от вмещающей породы, и возможность более успешного выделения фаунистических остатков в измененных породах [338].

Сканирующий электронный микроскоп

Сканирующий электронный микроскоп (СЭМ) представляет собой одно из новейших достижений электронно-оптической техники. Изображение образуется при сканировании электронным лучом опыленной золотом поверхности образца и выявлении рассеянных и отраженных электронов. Глубина поля по крайней мере в 20 раз большая, чем в световом микроскопе при сравнимых увеличениях. Увеличения в 500- 10 000-20 000 раз более часто применяются в СЭМ. Этот прибор, вместе с микропробником, дает обильную новую информацию о составных частях известкового ила, т. е. характере пластинок кальцита и иголочек арагонита, количестве субмикроскопических водорослей, кокколитов при сравнительном изучении диагенеза известкового ила и степени изменения известняка, химического состава, микроэлементов и кристаллического строения карбонатного цемента, микроскопических структурных деформаций основной массы и поверхностных оболочек карбонатных частиц размером в микроны.

МИКРОФАЦИИ

Микроскопическое изучение является наиболее важным на различных стадиях петрографического исследования, особенно для определения среды осадконакопления. Однако оно затрудняется способностью карбонатов к диагенетическим изменениям. Преобладание перекристаллизации (неоморфной кристаллизации), цементации и минералогического замещения первичного карбонатного осадка приводит к образованию плотной гранобластовой кристаллической структуры. Как правило, наблюдаемые в шлифе или на реплике формы обусловлены скорее изменениями окраски, загрязнениями (линиями запыления) и различиями кристалличности, чем первичными частицами и тонкозернистой основной массой. Карбонатные породы в известном смысле являются метаморфическими - или, по крайней мере, метасоматическими, причем замещение идет скорее благодаря течению времени и под влиянием воды, чем в результате воздействия температуры и давления.

Тем не менее, петрографическое исследование лежит в основе современных глубоких познаний условий осадкообразования карбонатных толщ, в особенности когда они сочетаются ic детальным стратиграфическим изучением в целях контроля результатов и при использовании голоценовых осадков как модели осадкообразования. Многие авторы рассматривали вопрос интерпретации условий осадконакопления, основываясь на большом количестве микрофотографий [см. 58, 80, 159].

Приводимый здесь вопросник для наблюдений поможет при изучении пришлифованных и пропитанных маслом пластинок, реплик и шлифов. Существует несколько таких вопросников - см., например, вопросник Кловена [159, с. 10]. Данный вопросник специально разработан для определения обстановок осадконакопления. За ним следуют диагенез и примеры интерпретации наблюдений в конкретных шлифах.

1.  Количественное соотношение основных компонентов:

а)  карбонатные зерна,

б)  алевритовые и песчаные зерна кварца,

в)  микрозернистая основная масса (иловый заполнитель),

г)  цемент (кальцит в порах),

д)  глинистое вещество,

е)  аутигенные минералы, включая доломит.

2.  Характер   и   количество   различных   типов   органогенно-обломочных  зерен:

а)  насколько разнообразен (или монотонен) состав организмов? Разнообразие указывает обычно на морские условия,

б)  относится ли комплекс организмов к открытому морю или к замкнутому бассейну? Например, брахиоподы, цефалоподы, иглокожие, красные водоросли указывают   на   условия   открытого   моря,   в   то   время   как   устрицы,   пектены,гастроподы,  многие  фораминиферы,  остракоды   и  разные   типы  зеленых  водорослей свидетельствуют о более ограниченном водообмене, в) какие  типы   водорослей?   [см.   129],   где  описаны   обстановки;   они   подробнее рассмотрены ниже (см. рис. III-3).

3.  Сохранность зерен:

а) являются границы биокластов резкими или расплывчатыми?

б)  превращены ли их внешние части в микрозернистую массу (структура раковины изменена в микрокристаллический кальцит - микрит - в результате грануляции)?

в)  заполнены внутренние поры илом или пойкилокристаллическим цементом?

г)   наблюдается ли внутренняя грануляция или структура раковин хорошей сохранности?

д)  растворены ли первичные зерна арагонита?

е)   округлены или угловаты зерна?

ж) в какой мере округление связано с микритизацией?

4.  Зерна неорганического происхождения:

а)  присутствуют или отсутствуют ооиды?

  • (1) встречаются одни оолиты, или они смешаны с другими частицами?
  • (2) наблюдаются только поверхностные оболочки или полные оолиты?
  • (3) каков диапазон относительных размеров ядер?
  • (4) одинаков ли размер оолитов, несмотря на различия в размерах ядер?
  • (5) насколько правильны оболочки оолитов? Имеются ли признаки нитевидных синезеленых водорослей?
  • (6) какие типы частиц слагают ядра?
  • (7) какова упаковка оолитов?
  • (8) если упаковка весьма плотная, может это быть вызвано ранним уплотнением при растворении или поздней стилолитизацией?

б)  пелоиды (фекальные таблетки) или неопределимые комки (округлые, однородные, микрозернистые зерна),

  • (1) наблюдаются ли колебания размеров зерен?
  • (2) встречаются ли изолированные гнезда крупных комков?
  • (3) много ли мелких хорошо сортированных и округлых комков?
  • (4) сохраняют ли пелоиды внутри раковин свою форму, и не разрушены ли погруженные в основную массу вне раковин?
  • (5) нет ли признаков аглютинации пелоидных частиц?
  • (6) включает ли в себя микрозернистая масса пелоидов алевролитовые зерна наряду с более тонкими частицами?
  • (7) нет ли в некоторых зернах признаков перехода от разложенных органогенных зерен к бесструктурным микрокристаллическим округленным зернам, т. е. признаков образования пелоидов благодаря микритизации других зерен? Такой процесс идет на мелководье;

в)  литокласты (обломки пород) имеют местное происхождение и образуются почти одновременно с осадком (интракласты), либо поступают в бассейн извне. Аллохтонные литокласты представляют собой обработанные обломки ранее литифицированной породы, образовавшейся на некотором расстоянии от места отложения; например, гальки в конгломерате;

  • (1) внешний облик и размер?
  • (2) представляют они собой плоские или изометричные зерна? (3) заметно крупнее ли они соседних пелоидов?

 

  • (4) есть ли у них оболочки?
  • (5) есть ли различия в цвете по сравнению с микрозернистой основной массой?
  • (6) каков их состав - сходен он или отличен от основной массы?
  • (7) располагаются ли обломки параллельно слоистости, или под углом к ней?

г)  онкоиды - крупные частицы, образованные благодаря развитию оболочек водорослей и других организмов;

  • (1) каковы их размеры и диапазон размеров?
  • (2) каков тип основной массы - калькаренит или иловый заполнитель?
  • (3) ровные или плойчатые у них слойки?
  • (4) обнаруживают ли они более или менее одинаковые концентрическое строение или стадии роста различны на разных краях?
  • (5) содержат ли они водорослевые нити (микротрубочки Girvanella) или другие организмы с внешним скелетом, такие как фораминиферы, губки, спирорбисы или строматопороиды?
  • (6) твердыми или мягкими были онкоиды в момент попадания в осадок?
  • (7) были ли они каким-либо образом деформированы?

д) гроздьевидные    (грейпстоуновые)    комки    состоят    из    агглютинированных    или аггрегированных частиц;

  • (1) насколько такие частицы крупнее пелоидов или обломков пород?
  • (2) имеют они оболочки или нет?
  • (3) наблюдается ли в межзерновом материале какая-либо органическая структура?

(4) имеются ли между зернами волокнистые сростки?

  • (5) гранулированы ли края комков?
  • (6) присутствуют ли включения водорослевых трубочек? (7) какие виды частиц агглютинировались?

(8) являются ли они исключительно пелоидами? 5. Структурно-текстурные наблюдения:

а)  наблюдается ли систематическая сортировка частиц по размеру?

б)  наблюдается ли систематическая сортировка частиц по форме?

в)  параллельны длинные оси зерен и других компонентов наслоению или основнаямасса подверглась переработке благодаря биотурбациям (действию роющих организмов) и стала однородной?

г)  есть ли признаки структурной инверсии (зерна определенного размера и формы, указывающих на более высокую энергию среды осадконакопления, погружены в микрозернистую массу)?

д)  наблюдается ли инфильтрация илового вещества между зернами? Наблюдаются ли признаки образования зоны «мостиков» и «зонтиков», т. е. наблюдаются ли зерна, остановленные над плоскими обломками, или же последние препятствовали заполнению илом порового пространства под ними и оно было выполнено крупнокристаллическим цементом? Это должно свидетельствовать о первичной плотной укладке, когда зерна опираются друг на .друга. Примените критерии Данхэма или Фолка для определения типов укладки - плотной (зерна соприкасаются друг с другом) или рыхлой (зерна разделяются илом, плавают в  нем)   в  качестве основы для дальнейших наблюдений над упаковкой зерен.

?. Уплотнение (compaction):

а)  есть ли признаки раннего (синхронного осадконакоплению) уплотнения посредством растворения? Изучите типы контактов зерен: точечные, конформные или сутурные контакты. В песках со сферическими зернами наличие более 0,7 точек контакта на одно зерно свидетельствует о слабой упаковке.

б)  есть ли признаки серий стилолитов («конских хвостов») или наблюдаются крупные индивидуальные? Стилолиты являются, как правило, позднедиагенетическими образованиями.

7.  Типы  цементирующей  массы   (см.   в  этой  главе  очерк  о  диагенезе  и  работу - 159,рис.З):

а)   каково строение цемента: пленочный, корочковый, конически кристаллический («собачьи зубы»), столбчатый или волокнистый и микрозернистый?

б)  выделяются ли одна, две, или три стадии цемента? Образовался ли крупнокристаллический («спаритовый») блоковый кальцитовый цемент в самом начале развития цементации, или это полностью позднее образование?

в)  равно- или разнозернистое строение цемента? являются ли кристаллы, образовавшиеся в порах, изометричными, или они увеличиваются лепестками к центру?

г)   являются ли более поздние стадии цемента более железистыми по сравнению с ранними?

д) имеют ли более ранние стадии цемента облачное строение, или они прозрачны, что, возможно, указывает соответственно на морское происхождение или связанное с метеорными водами?

е)   есть ли признаки нарастания на зернах иглокожих? на других зернах?

ж)   наблюдаются ли входящие углы (enfacial angles)  [126],

з)   наблюдаются  ли  «заливы»  кристаллов  кальцита,   неоднородных  по   размерам?

и) одинаков или цемент внутри полых зерен и снаружи?

к) каковы возрастные взаимоотношения типов  цемента со стадией сжатия?

8.  Содержание доломита:

а)   одинаков ли размер ромбоэдров доломита?

б)  обладают ли ромбы четкими краями  (rims)  и центрами с облачным строением?

в)  располагаются ли ромбы так, что ранняя проницаемость или содержание жидкости определяло процесс замещения? Например, приурочены предпочтительно к микрозернистой массе или к иловым комкам (mud pellets). «Избегают» ли ромбы первоначально плотных органических кальцитовых обломков?

г)  замещаются ли раковины, предположительно имевшие первоначально арагонитовый состав, доломитом или подвергаются растворению?

д)  встречаются ли крупные доломитовые жилки или пятна?

е)  обогащены ли доломитовые ромбы железом?

ж)  является ли доломитизация повсеместной и в основном тонкозернистой и ни в какой степени не обусловленной первичной текстурой цемента?

9. Текстуры заполнения пустот: а) встречается ли микрозернистая масса (микрит) внутри раковин и пустот?

б)  обладает ли такой внутренний осадок слоистостью, является ли чистым или имеет алевритистую примесь?

в)  лучше ли выражены комковатые формы внутри раковин или под ними?

г)  лучше ли развита доломитизация под раковинами или внутри них? (это может быть связано с отсутствием раннего уплотнения под прикрытием раковин и, следовательно, большей проницаемостью и доломитизацией в ходе последующего диагенеза?)

д)  являются ли уровни внутреннего осадка горизонтальными или изгибаются, намечая границы заполнения в виде облекания первоначального уклона поверхности полости?

е)  отлагались ли ил и алевролитовый материал, заполнявшие внутренние пустоты, горизонтально, или в них наблюдаются микрокосая слоистость и текстуры оползания?

ж)   какова кристаллическая форма цемента в верхней части полости?

10.  Микрозернистая основная масса:

а)   представляет ли она собой чистый ил?

б)  микрозернистая (4-5 микрон) или тонкозернистая (10-20 микрон) основная масса?

в)  является ли основная масса неотчетливо комковатой, сгустковой? Такой тип основной массы обычен в известняке с обломочной структурой (в пакстоунах) или в  интерстициях каркасного рифогенного известняка   (в  баундстонах);

г)   является ли основная масса сплошной или брекчированной?

д)  обладает ли она очковым или узловатым строением с включением геопеталей, т. е. знаков положения кровли или подошвы?

е)   однородна или слоиста основная масса?

ж)  полностью ли она сложена ромбоэдрическими или пластинчатыми кристаллами или же широко распространены остатки нанопланктона?

11.  Ходы илоедов:

а)   какое биологическое объяснение возможно для ходов? Какие организмы их образовали?

б)  обусловлены ли очертания ходов различиями в окраске между заполняющим веществом и осадком? Такие различия могут быть связаны с микрохимическими различиями среды, обусловленными разложениями органического материала внутри ходов;   г

в)  наблюдаются ли различия в размерах зерен в ходах и в основной массе? Это может указывать на более позднее заполнение ходов;

г)   был ли осадок твердым, мягким или вязким во время образования ходов? Был ли вмещающий осадок достаточно мягким, чтобы оползать после форми рования ходов?

д)  есть ли данные об образовании литокластов в результате обрушения ходов?

е)   можно   ли   наблюдать   обесцвечивание   и   резкие   контакты   по   краям   ходов т. е. окаймлены ли ходы минеральным веществом или слизью?

ж)   является ли большинство ходов вертикальными и прямыми?

СТАНДАРТНЫЕ ТИПЫ МИКРОФАЦИЙ

В данном разделе приводится список 24 стандартных типов микрофаций, которые имеют первостепенное седиментологическое значение. Концепция интерпретации микрофации с точки зрения условий осадконакопления выдвинута французским микропалеонтологом Ш Кувийе (Сорбонна, Париж) в начале 1950-х годов (см. у Фейрбриджа [107] обзор ранних представлений о значении этой концепции). Многие из основных типов были сведены в каталог Эриком Флюгелем [115], который дополнил микропалеонтологический атлас, использовавшийся многими европейскими исследователями, седиментологическими критериями. Кроме того, некоторые из главных микрофаций были приведены в работе Горовица и Поттера [159] под выразительными названиями, такими как «хорошее блюдо из кукурузы и бобов» и «приятная смесь». На таблицах I-XVIII показано большинство этих типов осадков.

Приводимые ниже классы являются попыткой дать интерпретацию наблюдений, сделанных под микроскопом над тем, что удачно    былоназвано Бэтерстом «невыразительными остатками морской придонной жизни и экологии». Принимая во внимание разнообразие седиментологических параметров, определяющих осадконакопление в морской среде (глубина, географическая широта, соленость, подвижность воды, освещенность и др.), нельзя не придти к выводу, что сведение микрофаций к ограниченному количеству категорий представляет собой чрезмерное упрощение. Предлагаемая ниже группировка их в пояса стандартных микрофаций генерализированной модели (см. рис. II-5) не избежала наложения понятий, некоторых непоследовательностей и. пропуска многих различий. Однако эта группировка применима к достаточно большому количеству фациальных комплексов, что может свидетельствовать в целом о ее точности и полезности для выделения определенного количества типов.

Для этих типов не требуется специальных определений конкретных видов фауны и флоры, но такие определения можно ввести, когда рассматриваются породы различного геологического возраста. Разумеется, помимо литологических вариаций, биологические изменения в ходе геологического времени сильно влияют на микрофации и усложняют их интерпретацию.

Таким образом, сочетание общих палеоэкологических наблюдений Флюгеля с выделением структурных классов Данхэма и Фолка позволяет наметить важные типы известняков. Они используются на протяжении всей книги, обозначены индексами в общей легенде (рис. III-1; СМФ с 1 до 24), и введены как ключи в схему обстановок осадконакопления на рис. II-5 и рис. ХII-3.

Обстановки бассейна и нижней части подводного склона  (фациальные пояса  1  и 3)

СМФ-1 Спикулит (табл. II). Это темный, богатый органическим и глинистым веществом пелитоморфный известняк (вакстоун); кремнистый спикуловый известковый алевролит. Спикулы в основном кремниевые одноосные (монаксоны), как правило, замещенные кальцитом, обычно ориентированы.

СМФ-2 Микробиокластический алевритовый известняк (calcisiltit)-табл. II. Это смесь мелких органогенных обломков и пелоидов типа тонкого грейнстоуна или пакстоуна. Обычна тонкая  косая  слоистость типа  знаков  ряби.

СМФ-3 Пелагический пелитоморфный известняк (табл. III, XXIX). В микрозернистой основной массе рассеяны зерна тонкопесчаной или алевритовой размерности, представленные пелагической микрофауной (например, радиоляриями или глобигеринами) или мегафауной, такой как граптолиты, тонкораковинные двустворки Halobia и др.

Обстановки подводного склона   (фациальные пояса  3 и 4)

СМФ-4 Микробрекчиевый или биокласто-литокластовый известняк типа пакстоуна, зерна первично прочные и обычно истерты. Они могут состоять как из биокластов местного происхождения, так и из обломков ранее сцементированных пород; в большинстве случаев обломки сортированы. По генезису зерна однородные или полигенные. Могут присутствовать кварц и кремнистые обломки. Этот тип пород отлагается мутьевыми потоками. Термин Месшнера  [241]  «аллоданический известняк» включает эти микрофации.

СМФ-5 Биокластический известняк типа грейнстоуна - пакстоуна или флаутстоуна (floatstone), если обломки достигают размерности гальки, погруженной в более тонкую цементирующую массу [402, табл. I, IV]. Это обычные фации окраин рифов, состоящие в основном из обломков организмов, заселявших вершину рифа и его склоны. Обычны геопитальные заполнения пустот и явления крышек над пустотами.

СМФ-6 Рифогенный грубообломочный известняк (reef rudstone) [102]. Крупные гальки или скелетные фрагменты, снесенные с вершины рифа или с его склонов, без заполняющего материала. Фации обычны в органогенных постройках области высокой энергии волн.

Обстановки органогенных построек (фациальный пояс 5; табл. IV,V,XVII,XVIII,XX,XXIV-XXVI)

СМФ-7 Баундстоун   [91]   захороненные  in situ органогенные образования.  Эмбри  и Кловэн различают 3 подтипа:  а)  массивные прочные формы, растущие вертикально, образуют каркас - фреймстоун  (framestone); б)  корочковые обра зования в виде пластинчатых матов, перекрывающих пустоты и создающих их и инструктирующие микрозернистые слои, названные байндстоуном (bind-stone) и в) нежные, сложные по форме, похожие на крону дерева формы в большом изобилии располагаются в тонкой цементирующей массе; осадок можно рассматривать как результат улавливания взвеси организмом, и к нему применяется термин бафлстоун (bafflestone). Микрозернистая масса имеет комковатое  (clotted)  или неясно сгустковое  (pelleted)  строение.

Фации шельфа - свободный водообмен  (фациальные пояса 2 и 7)

СМФ-8 Вакстоун из целых скелетов организмов [115]. Табл. V, XVIIB. Тип определяется наличием прикрепленных организмов, укоренявшихся в микрозернистой массе содержавшей лишь отдельные органогенные обломки. Осадок образовался в спокойной водной среде ниже нормального базиса действия волн и содержит сохранившуюся инфауну и эпифауну.

СМФ-9 Биокластовый вакстоун [91] или органогенно-обломочный микрозернистыи известняк [115]. Табл. VI. Почти постоянно содержатся обломки различных организмов, перемешанных роющими организмами. Условия отложения мелководные   неритовые,   вода   подвижная.   Биокласты   могут   быть   вторично гранулированы

СМФ-10 Известняк типа вакстоуна-пакстоуна [115] (табл. XVA, ХХШАу, обнаруживающий инверсию, структурно состоящий из одетых оболочкой биокла-стов, сформировавшихся под воздействием штормов вблизи отмелей и отложенных в спокойной среде.

Обстановка отмелей волновой зоны  (фациальный пояс 6)

СМФ-11 Зернистые, биокластовые известняки с крупнокристаллическим цементом: обломки нередко гранулированы [115] (табл. VII). Этот осадок образовался в условиях постоянного действия волы, вблизи базиса их действия, так что пелитовая илистая масса вымыта.

СМФ-12 Ракушник или биокластовый известняк песчаной, грубообломочной или шламовой [1115] структуры (табл. VIII). Осадок образовался в обстановке действия волн или течений, так что ил постоянно вымывался. Могут обособляться скопления специфических раковин, например, дасикладаций, указывающих на очень мелководные условия. В криноидных известняках (энкрини-тах) ил менее вымыт. Такой тип концентрации обычен для окраины шельфа.

СМФ-13 Онкоидный биоспаритовый грейнстоун [115] (табл. IXB). Обломки в оболочках водорослевого происхождения, образовавшиеся в условиях умеренно высокой гидродинамики, в очень мелководной среде.

СМФ 14 Известняк обломочный из остаточных накоплений (lag). Табл. IXC. Зерна с оболочкой, местами смешанные с ооидами и пелоидами, нередко черные с железистыми пятнами, часто фосфатизированы. Могут присутствовать ал-лохтонные обломки пород. Эти остаточные песчаники или конгломераты являются характерными маломощными осадками, формировавшимися благодаря медленному накоплению материала в зоне вымывания

СМФ-15 Оолитовый [115], ооидный грейнстоун (ooid grainstone) - табл. X Ооиды, хорошо отсортированные, с многочисленными оболочками 0,5-1,5 см в диаметре. Осадок плотной упаковки всегда с косой слоистостью, образовался в подвижных водах на оолитовых отмелях, пляжах и приливных барах. Наиболее совершенные по форме оолиты обычно образуются на приливных барах.

Полуизолированные морские отмели  (фациальные пояса 7 и 8)

СМФ-16 Пельспарит [115] или пелоидный грейнстоун (табл. IXA, XIB, XIIIA) Порода состоит, видимо, из отвердевших фекальных зерен, смешанных с раковинами остракод или фораминиферами. Комки или пелоиды, видимо, образовались при переработке ила организмами и могут соответствовать лишь участкам с очень слабым движением воды. Такой осадок может постепенно переходить в пеллоидальный вакстоун (тип 19). Он распространен в приливно-отливной зоне и на намывных валах, где в них встречаются слойки с градационной слоистостью мощностью в сантиметры (очковая текстура) Эти осадки названы Фишером [112] лоферитом (Loferite).

СМФ-17 Пельспаритовый или зернистый известняк (grapestone pelsparit). Табл. XIIIA, ХХХС. Зерна, смешанные пелоиды, как отдельные, так и агглютинированные гроздьевидные, некоторые с оболочками и комками, иногда содержащими небольшие   интракласты.   Такие   частицы   Буле   [28]    назвал   багамитом.   Эти фации   образовались  в   очень  теплом   мелководье  со   средней   циркуляцией.

СМФ-18 Фораминиферовый или дацикладационный грейнстон (табл. VI, XIIIB, ХХХВ-D).  Накапливается главным  образом  вдоль  баров  и  в  лагунах.

Изолированные    морские    лагуны    шельфа     (фациальные    пояса 7 и 8)

СМФ-19. Известняк микрозернистый и отчасти разнозернистый с пелоидами (пельспарит), тонкослоистый и переработанный илоедами с биотурбациями комками с очковой или окончатой текстурой (лоферит) - табл. ХПВ. Ассоциация остракод и пелоидов, с рассеянными фораминиферами, гастроподами и водорослями микритовой основной массой образуется в сильно изолированных бухтах и заливах.

СМФ-20 Водорослевый строматолитовый микрозернистый известняк [115] - табл XIV Слойки нарастают плотно, расширяются над выступами. Более тонкозернистый кальцит чаще образуется на более высоко расположенных участках что приводит к формированию слоистости, не подчиняющейся силе тяжести' Такая строматолитовая текстура наиболее типична для зоны приливно-отливнои осушки.

СМФ-21 Микрозернистый известняк со спонгиостромовой текстурой  (табл   XIА   XIV) Пучковидная водорослевая текстура сохраняется в тонком осадке известнякового ила в приливных затопляемых впадинах

СМФ-22 Микрозернистый известняк с большими онкоидами (табл. XVA) Структура неравнозернистая часто порфировидная, с зернами, «плавающими» в основной массе (floatstone). Это осадки спокойных вод с водорослевыми шарами состоящими из светлого органического вещества, которое позднее было обызвествлено, и при этом оно захватило тонкий обломочный известковый ил. Такие осадки типичны для мелководья за рифами и периферии бухт и проливов.

СМФ-23 Неслоистый гомогенный чистый микрозернистый известняк без органических остатков (табл. XVC). Ил отлагался в довольно засоленных лагунах при сильном испарении. Иногда в этом осадке образуются единичные кристаллы селенита или их розетки.

СМФ-24 Грубозернистый литокластово-биокластовый грубообломочный известняк с преобладанием основной массы (флаутстоун) - табл. XVI. Обломки представлены обычно микро- или тонкозернистым известняком. Заполнитель изменчив по строению. Могут наблюдаться косая перекрестная слоистость или линзы галек. Обычно такой осадок называют внутриформационным галечным известняковым конгломератом. Он образуется как остаточный осадок в приливно-отливных ложбинах.

Рис III-1 Условные обозначения для типов частиц, ископаемой фауны и стандартных микрофаций. Знак для известняков в виде «кирпичной кладки» всегда обозначает микритовую основную массу, большая дуга над изображением организма - тенденцию к образованию баундстоуна - каркасного или рифового известняка

 

ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ

В главе I упоминалось о решающей роли диагенеза в процессе анализа генезиса карбонатных отложений. В этом направлении проделана большая исследовательская работа. Поскольку имеется новое прекрасное обобщение Бэтерста [26] по этой важной проблеме, здесь мы остановимся на основных диагенетических явлениях, которые доступны наблюдениям. Так как многие из этих новообразований можно спутать с первично-осадочными зернами и текстурами, ни одно петрографическое исследование карбонатных пород в шлифах не может обойтись без рассмотрения вопросов диагенеза. Изменения осадочных карбонатных частиц представляет собой длительный процесс. Он начинается во время отложения осадка и продолжается долго после захоронения и первых стадий литификации.

1. Диагенез в мелководно-морских условиях.

а)   Известковые илы:

В тонкозернистых карбонатных осадках голоцена изменения карбонатных минералов незначительны или отсутствуют. Наблюдаются только слабое уплотнение и структурно-текстурная переориентировка по мере осаждения полужидкого ила на дно. Плотность меняется так, что в верхних 20 см ил на 80% насыщен водой, а ниже содержание воды снижается до 50%. На глубине, которая была доступна до сих пор для измерений (7-8 м), дополнительного уплотнения не наблюдалось. Разложение захороненного органического вещества в относительно замкнутой водно-илистой среде приводит к образованию восстановительной среды. Очевидно, изменения в карбонатных илах, накопившихся в морской обстановке за последние 5000 лет и оставшихся в ней, ненамного больше. Изучение шлифов древних известняков показывает, что дополнительного уплотнения после захоронения в нормальных условиях не происходит.

б)   Известковые пески:

  • (1) Цемент, заполняющий пустоты и равномерно окружающий зерна, может образовывать оболочки зерен из волокнистого арагонита или высокомагнезиального кальцита, либо иметь вид корочкового цемента равной мощности, состоящего из мелких гребенчатых кристаллов.
  • (2) Пляжный известняк (beach rock) - сцементированный осадок пляжа формируется, когда известковые пески в зоне заплеска скрепляются арагонитом и магнезиальным кальцитом, т. е. теми же минералами, которые представлены и в полностью подводных осадках.
  • (3) Рост кристаллов арагонита приводит к отвердению комков и цементирует гроздьевидные скопления сгустков в условиях умеренной циркуляции вод. Даже формирование ооидов можно рассматривать как процесс подводной цементации арагонитовыми иголочками, располагающимися под некоторым углом тангенциально к ядрам, движущимся в морской воде.
  • (4) Изменения поверхности зерен - формирование микрозернистых корочек. Процесс их образования заключается в заполнении микрозернистым карбонатом мельчайших углублений, просветленных на поверхности известковых песчаных зерен водорослями или грибами. Процесс развивается по радиусам от периферии к центру зерна и может привести к полному его замещению микрозернистой массой. Этот процесс нельзя считать полностью изученным. Он, вероятно, имеет биохимическую природу. Установлено, что в нем принимают участие и арагонит, и высокомагнезиальный кальцит.

в)  Пустоты в рифовых постройках выстланы и заполнены как арагонитом, так и высокомагнезиальным кальцитом до глубины 70 м. Известны и крупные друзовые и микритовые выстилания. Насколько этот процесс имеет органическую или неорганическую природу и полностью морское происхождение, является сейчас предметом обсуждения.

г)  Цементация песков сразу ниже границы раздела между морской водой и поверхностью осадка и образования твердого дна (hard ground) неоднократно описывалась для древних и современных осадков [295]. Многие из этих примеров относятся к чисто морским условиям и отражают обстановку осадконакопления. В современных морских твердых грунтах на дне Персидского залива [334] процесс арагонитовой и магнезиально-кальцитовой цементации, минералогических взаимозамещений и проникновения ила между обломками может идти от поверхности до глубины минимум в полметра и ниже.

Диагенез в глубоководных морских условиях.

а)  Батерст [26, табл. XIV, с. 376] приводит список пятнадцати местонахождений сцементированного глобигеринового ила с больших глубин (от 90 до 3300 м). В большинстве случаев минерал представлял собой высокомагнезиальный кальцит, но были случаи наличия низкомагнезиального кальцита.

б)  Красный узловатый известняк с корочками железистых и марганцевых минералов. В качестве механизма образования таких известняков было предложено частичное растворение арагонита или кальцита [126]. Это обычные батиальные осадки возвышений дна в Средиземноморско-Альпийской юрской геосинклинали. Частичное растворение арагонита и повторная цементация были описаны также для голоцена.

Диагенез под воздействием поверхностных вод в вадозной и фреатической  (у зеркала подземных вод) зонах.

а)  Механизм растворения и образования пустот следующий:

  • (1) происходит растворение зерен арагонита над зеркалом подземных вод или растворение ангидрита, заместившего карбонатные зерна;
  • (2) образуются брекчии обрушения, если растворение значительно;
  • (3) в известковых илах происходит некоторое перетекание материала, приводящее к образованию пустот, и строматактоидных текстур;
  • (4) в комковатых илах же формируются окончатые или очковые текстуры (текстуры «птичьего глаза») в связи с выходом газа, образующегося" при разложении органического вещества, одновременно с высыханием;
  • (5) уплотнение известковых песков растворами происходит при просачивании пресной воды, растворяющей зерна в нецементированных рыхлых калькаренитах.

б)  Цементы типа заполнения пор (все с низкомагнезиальным кальцитом) различны:

  • (1) в известковых песках: игольчатый войлок или спутанно-волокнистый цемент, менисковый цемент, нависающий или микросталактитовый цемент, грубый или микроблоковый (преобладает во фреатической зоне), геопетальное заполнение полостей текучим алевритовым илом (из вадозных вод), пленочный цемент на остатках иглокожих.
  • (2) в известковых илах: переход в низкомагнезиальный кальцит и рост агрегатов (блоков) кристаллов кальцита за счет иголок арагонита. Частично сохраняется первичная пористость, снижающаяся от 50% (нормальная пористость первичной упаковки) до 25-30% при формировании породы типа мела.
  • (3) жилки кальцита, заполнение трещин по системам трещиноватости или ослабленным линиям в брекчиях обрушения.

в)  Развитие каличе - тонкозернистой, возможно микропойкилитовой массы, часто с неясно сгустковой или пятнистой (комковатой) структурой и тонкой волнисто-пластинчатой текстурой, либо конкреционных стяжений. Зерна часто гранулированы и органогенные остатки становятся нечеткими. Растрескивание по окружности зерен приводит к образованию брекчий. Образуются также участки крупноблокового кальцита или пойкилитовые кристаллы. Наблюдаются цветовые пятна вокруг тончайших корешков и их слепков; спутанно-волокнистый цемент следует нитям грибков.

г)  Минералогические изменения и метасоматические замещения:

  • (1) выщелачивание магния из решеток кальцита;
  • (2) образование кремнистых конкреций у древних зеркал подземных вод;
  • (3) доломитовые корочки образуются при замещении арагонитового ила под действием испарения и капиллярного поднятия во время субаэрального обнажения поверхности;
  • (4) дедоломитизация под воздействием поверхностных вод, обогащенных CaS04, просачивающихся через осадок над зеркалом грунтовых вод.

4.  Диагенез  под  воздействием  рассолов  в  приповерхностных  зонах  засушливых  областей.

а) Процессы, при которых сохраняются пустоты.

  • (1) Образование структуры типа мела благодаря отсутствию цементации в ходе этого процесса, по-видимому, происходит на протяжении длительного времени преобразования арагонита в блоковый кальцит в рассолах с низким содержанием кальция. Такие рассолы встречаются непосредственно ниже отложений эвапоритов или вниз по их гидрологическому градиенту.
  • (2) Увеличение объема пустот благодаря растворению и последующей переориентировке, а также при переотложении местного С03 во время доломитизации. Это приводит к хорошо известной сахароподобной структуре доломита [256].

б)  Заполнение пустот гипсом - ангидритом и метасоматическое замещение кальцита сульфатными минералами.

в)  Доломитизация слабо литифицированных арагонитовых осадков в результате отливов на мелководье.

5.   Глубокие подповерхностные реликтовые воды (слабо изученные).

а)   Растворение под давлением при захоронении. Стилолиты, разрушение зерен под нагрузкой в результате растворения (деформированные ооиды); возможно растворение ангидрита.

б)  Процессы цементации, с трудом отличаемые от подобного процесса во фреатической зоне.

  • (1) Наращивание цементом - регенерация обломков иглокожих, окончательное заполнение межзерновых пустот (цементы второй генерации).
  • (2) Финальная цементация известковых илов.
  • (3) Некоторая цементация путем образования прожилков.

в)  Возможна, также обширная доломитизация после литификации, однако обычно
отсутствуют данные,  что доломитизация определялась  проницаемостью.

г)   Позднейшее развитие микропойкилитового кальцита.

д)  Замещение ангидритом и последующее растворение.

БИОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ

Морфология прикрепленного бентоса

Биологические наблюдения дополняют характеристику микрофаций и оказывают помощь в интерпретации генезиса отложений. Особого внимания заслуживает морфология прикрепленных донных организмов, чей образ жизни и внешний облик тесно связаны с влиянием течений и накоплением осадка. Такие организмы обычно имеют исключительно прочные скелеты и развиваются в условиях бурного движения воды. При незначительном или умеренном течении их строение приспособлено к тому, чтобы подставлять воде максимальную поверхность для целей питания и дыхания. В других формах развились приспособления для того, чтобы избегать накопления осадка на поверхностях, обеспечивающих питание.

Ниже рассматриваются типичные формы таких организмов, как кораллы, строматопороидеи, водоросли, мшанки и губки. Приводятся некоторые данные об их экологической интерпретации.

1. Массивные и неправильные формы, в зонах высокой активности волн: некоторые из строматопороидеи, кораллы (Microsolena).

2.   Волнистые, от вертикально стоящих до образующих корочки: в областях высокой активности волн, но, вероятно, в более защищенных местах: Halysites, Agaricia, Millepora.

6. Ветвистые пальмоподобные, удлиненные в направлении течения: Acropora.

  • 4. Таблитчатые, или неправильно пластинчатые, местами образующие корочки и связывающие тонкий осадок; в более глубоководных условиях, где волнение воды меньше, они подставляют широкую поверхностную область для максимального контакта с водой и светом: таблитчатые строматопороидеи, трубчатые фораминиферы Tubiphytes, Alveolites, листоватые Montastrea.
  • 5. Шарообразные - кочанообразные. Округлая форма обусловливает прочность постройки, но в условиях турбулентного движения воды одновременно не дает осадку накапливаться на поверхности, как правило, встречаются в спокойных водах, на мелководье, в защищенных участках за рифами, либо в глубоководных условиях (ниже базиса действия волн): округлые строматопоровые, Diploria, Montastrea.
  • 6. Корзинообразные, обладающие двойной площадью поверхности в зоне умеренных и слабых течений (губки, Favosites).
  • 7. Удлиненные, вертикальностоящие, высокие и тонкие. Быстрый рост вверх -приспособление против захоронения быстро накапливающимся осадком (рудисты некоторые современные глубоководные кораллы, Dendrophyllia).
  • 8. Гибкие, древовидные, членистые формы. Чаще всего встречаются в зоне умеренных течений и волновых движений. Окончатые (fenestrate) формы не позволяют осадку накапливаться и имеют большую площадь поверхности. Ассоциируют с кочанообразными формами [морские лилии, морские веера альционарий, горгоний пористые (окончатые) мшанки, губки Sphinctozoa].
  • 9. Жесткие древовидные и ветвистые формы. Встречаются в защищенных зонах во всех частях рифовых зон. Обычны в более спокойных водах и на глинистых донных грунтах, исключая некоторые формы, которые ломки, способны быстро расти Acropora cervtcornis, Stachyoides (девонские), Thecosmilia, Oculina (третично-четвертичные), Montlwaltia (мезозойские), некоторые губки, дисфиллиды, Syringopora (позд-непалеозойские].

Влияние глубины воды и энергии волн на морфологию кораллов и кишечнополостных в три различные геологические эпохи показано на рис. III-2. Принято несколько положений: 1) морфология имеет одно и то же значение при определении обстановки осадкообразования для шестилучевых кораллов, кораллов -ругоз и строматопор; 2) морфология определяется в своей основе движениями воды, поскольку последнее определяет, в свою очередь, такие жизненные факторы, как собирание пищи, удаление илистого и секрецию известкового вещества; 3) движение воды в своей основе обусловлено глубиной. Приводимая интерпретация, возможно, слишком схематизирована, поскольку в ней не показаны многочисленные взаимосвязанные факторы, влияющие на морфологию, как, например, течения, степень проникновения света, симбиоз, количество поступающего тонкого осадка. Однако даже если анализ здесь слишком упрощен, все-таки общая последовательность морфологических типов в геологической истории позволяет сделать интересное обобщение.

Рис.  III-2.  Сравнительная морфология родов кораллов, красных  водорослей и строматопоровых,   определяемая   глубиной   и   гидродинамикой.   Эта   последовательность сознательно   черезмерно   упрощенная,   может   видоизменяться   под   действием   варьирующих  количеств  взвешенного  тонкого  глинистого  материала  и   органических  частиц и в результате биологической эволюции

Известковые водоросли

Другую серию биологических наблюдений, представляющих ценность для интерпретации условий осадкообразования, можно сделать на материале известковых водорослей. Хотя эти организмы составляют всего 5-6% от числа известковообразующих родов, они имеют большое значение для режима карбонатообразования в условиях прозрачных вод тропических морей. Более того, водоросли с известковым скелетом можно разделить на несколько основных групп, каждая из которых имеет собственный экологический характер. В американской литературе имеется серия описательных работ, являющихся итогом исследований Джонсона [57, 61, 67, 173], которые он проводил в течение всей жизни. Здесь содержится достаточная информация по таксономии известковых водорослей и их интерпретации с точки зрения условий осадкообразования. В работе Горовица и Поттера [159, с. 75-80] можно найти ключ к определениям и ссылки на европейские работы (Пиа, Отта, Эллиота и Маслова). Наиболее всеохватывающий обзор геологической интерпретации этих форм приводится в работе Гинзбурга и др. [129], откуда заимствованы рис. III-3 и табл. III-1.

ТАБЛИЦА   III-1

ОБСТАНОВКИ ОБИТАНИЯ ОСНОВНЫХ ГРУПП

КАРБОНАТООБРАЗУЮЩИХ МОРСКИХ ВОДОРОСЛЕЙ  [130]

Тип водорослей и характер произрастания,

Соленость, температура

Глубина менее средней (оптимальная)

Максимальная глубина

Кораллиновые красные водоросли:

Массивные и дендровидные;   жесткие   и   членистые.   Стяжения   на   дне моря.   Рифостроители   и обитатели  откосов   рифа

Нормально  морская.  Открытые  морские шельфы и заливы

<25 м Очень мелководные, изменчивого диапазона

200-250 м

Кодиациевые: Коркообразующие или несущие «листья» прямостоящие     и     членистые. Сохраняется только кальцинированная   кора

Теплые     морские    воды слегка  изменчивой  солености.  Сильной циркуляции не требуется

<10 м

100 м

Дасцикладациевые Прямостоящие, членистые сегменты.   Лучистые   поры, выделяющие кальцисферы (плодовые образования)

Теплые, мелководные, соленость варьирует, достигая 50-60 %о

3-5 м Непосред ственно ниже уровня прилива

12-15 м

Chara oogonia
Кальцитовые  плодоносящие мешки. Крупные кальцисферы

Пресноводные,   но   могут сноситься   в   прибрежно-морские   и    солоноватые воды

Очень мелководные

<10 м

Синезеленые - Суаnоphytes

Неправильные тонкие трубчатые   переплетения, образующие войлоки, массивные прямостоящие куполообразные   образования, дендроидные формы,  пучки, в зависимости от гидродинамики

Очень изменчивы

От пресноводных до высокозасоленных вод

В приливно-отливной зоне

45 м?

 

СЛОВАРЬ СЕДИМЕНТАЦИОННЫХ ТЕКСТУР

Ниже приводится описание около 80 обычно распознаваемых седиментационных и органогенных текстур в карбонатных толщах. Они объединены в группы по стандартным фациальным поясам, развитым вдоль типичного профиля окраины шельфа, нумерация проведена последовательно. Часть мелких текстур описана в данной главе в качестве микрофаций. Ссылки, приведенные при описании большей части текстур, не охватывают всей литературы, а выбраны по признаку доступности и наличия хороших иллюстраций.

Подводный склон и бассейн (стандартные фациальные пояса 1, 3 и 4)

1. Флишевая слоистость. Ритмические монотонные морские разрезы, состоящие из маломощных (10-50 см) прочных известняков, переслаивающихся с несколько менее мощными мергелями или известковыми глинами. В известняках мало фауны; они обладают градационной слоистостью, если представлены карбонатными алевролитами и песчаниками (калькоалевролитами и калькаренитами) [362, с. 69; 407, с. 8 и Словарь AGJ, 1973, с. 270] -табл. XXVII В.

2. Серии Бума. Характерны идеальные наборы из пяти элементов, составляющих в целом полную серию турбидита. Один или более элементов могут выпадать. Сверху вниз это: Е - пелитовый, D - верхний параллельно-ламинационный с тонкой горизонтальной слоистостью, С -средний ламинационный с тонкой слоистостью ряби течений, В - нижний ламинационный с тонкой параллельной слоистостью, А -грубый градационный осадок [49, 362].

 

3. Глинистые потоки с экзотическими глыбами - обломочные потоки. Валуны и глыбы диаметром до 10 футов (1 фут -30 см) и более, окруженные глинистым материалом потока, представляющим собой тонкий заполнитель [362, с. 65].

4. Слепки борозд (flute casts). Знак на подошве пласта - рельефный, субконический валик с острым или закругленным концом, направленным против течения, а противоположным расширяющимся и сливающимся с поверхностью наслоения -по течению; образовался в результате заполнения эрозионной борозды [273, с. 307].

  • 5. Знаки нагрузки (load casts)-также подошвенные знаки, грушевидной, соскообразной или пальцеобразной формы, направленные вниз (внедрения песка), деформирующие илистую массу подстилающего слоя: связаны с пластичным течением и выжиманием ила под воздействием неравномерной нагрузки [273, с. 318; 200, с. 1048 и 1058]. Шрок [335, с. 156] называет их знаками течения (flow casts).
  • 6. Слепки царапин (groove casts, tool markings) [273, с. 311, 335, с. 162]. Подошвенные валики - заполнения следов царапин острыми предметами, такими как раковины, песчаные зерна, гальки, стволы, влекомыми течениями над полузатвердевшей поверхностью тонкоалевритового (лютитового) карбонатного осадка [98, с. 273 и 348].
  • 7. Конгломератовое заполнение желобов стока. Тела карбонатных, кремневых и песчаниковых обломков и галек, имеющие довольно плоскую кровлю и слабо вогнутое основание. Эти образования могут нарушать монотонность тонко горизонтально-слоистых осадков склона и бассейна [423, с. 2304-2305].
  • 8. Поверхности скольжения. Наблюдаются в однообразных тонкослоистых известняках в виде крупных перерывов в разрезе, образовавшихся, видимо, в результате крупных скольжений (slippage) или оползаний (slumping) слоев без внутренних деформаций. Подобные образования могут иметь крупные размеры по простиранию; массы размером в несколько сотен футов (1 фут -0,33 м), очевидно, скользили по поверхности неподвижной части точно такого же разреза. Контакты резкие. Дж. Хармс (личное сообщение) считает, что часть этих образований может представлять собой неглубокие ложбины, прорезанные в тонкозернистом осадке плотными рассолами и почти одновременно заполненные осадком [26, с. 38; 467, с. 9-ll].
  • 9. Текстуры оплывания мягкого осадка. Такие образования в карбонатных осадках встречаются реже, чем в обломочных (табл. XXVII). Плойчатая слоистость (convolute bedding): мелкие волнообразные складки или искривленные слойки, выполаживающиеся вверх и вниз в пределах одного слоя [199, с. 31; 200, с. 1056; 273, с. 292]. Текстуры пламени: илистые плюмажи, перисторазделяющие прогнутые вниз линзы песка или глинисто-песчаного переслаивания. Описываются так же, как полосчатые выклинивающиеся знаки ряби (streaked-out ripples) [273, с. 305].

10.  Mn-Fe корки и конкреции. Карбонатная литификация современного океанического дна в основном из глобигеринового ила с примесью скелетного вещества бентосных организмов идет на глубинах в пределах 200-3500 м. Местами здесь существует поверхностная кора, перекрывающая в целом неуплотненный осадок. Некоторые из этих корочек, стяжений и налетов обогащены окислами марганца и железа, образовавшимися в ходе постоянного процесса растворения и повторного осаждения в пределах химического барьера, существующего вблизи границы осадка и воды [126, 251, 289].

11.  Конгломераты, сформированные in situ при частичном растворении. Грубообломочный материал, образовавшийся при растворении известняковых корок in situ на морском дне и, возможно, местами несколько смещенный вниз по склону. Некоторые из этих глыб или галек сцементированы железистым веществом, другие -нет. В основной массе присутствует в довольно большом количестве микроскопический скелетный материал (остракоды, фораминиферы и др.). Обычно наблюдаются стилолиты, разделяющие обломки  [126, с. 26-27; 158].

12.  Переотложенные обломки и осадки с вторичной структурой. Оползневые рулеты и другие фрагменты дислоцированных в полупластичном состоянии пачек могут слагать пласты пород. Местами оползшая масса может представлять собой хаотическую мешанину (меланж) крупных резко наклоненных глыб без внутренних деформаций (см. № 3 в настоящем перечне). В других случаях пласты деформированы пластично и переходят по простиранию в осадки с переработанной структурой. Промежутки между глыбами и оползневыми складками   заполнены     грубообломочным     оползневым     материалом     [36, с. 512].

13.  Знаки ряби течений или мелкая косая слоистость. Это обычные синонимы для поперечных асимметричных знаков ряби [273, с. 297]. Гряда ряби формируется перпендикулярно направлению течения. Они образуются в результате периодических колебаний - пульсаций течения у поверхности зернистого материала на дне моря. Они обычно невелики по размерам и часто формируются под воздействием течений ниже базиса действия волн [335, с. 99-113; 273, с. 333].

  • 14. Иловые купола на подводном склоне. Купола скелетного илового известняка с пестрым гранулометрическим составом (вакстоуна) или относительно чистого известняка образуют линзовидные включения в темноокрашенных тонкослоистых песчаниках или глинах [95, с. III-19, 20].
  • 15. Горизонтально слоистый известняк с ровными миллиметровыми слойками (табл. ХНА). Обычен среди маломощных микритовых известняков и выделяется цветными прослойками, обусловленными концентрацией органического вещества, железа, или небольших количеств глинистого вещества [407, с. 7]. При переслаивании с CaS04 (см. ниже), видимо, бактериальное восстановление S04, сопровождавшееся осаждением известкового вещества, приводит к образованию, темных с сероводородным запахом известковых илов [122].
  • 16. Эвапориты с миллиметровыми прослойками карбонатов. Темные обычно переслаивающиеся иногда с градационной слоистостью [83] карбонаты и ангидриты часто полностью замещающие карбонаты.

Окраина шельфа и мелководный шельф перед      и позади окраины шельфа (стандартные фациальные пояса 2, 5-7)

17. Известняки массивные неправильно чередующиеся со средне- и грубопластовыми. Пласты различной мощности от однородных мощных массивных до более тонких (менее 50 см), часто с глинистыми прослоями. Обычны в шельфовых толщах [237, 273, с. 321].

  • 18. Плоско-линзообразные пласты с глинистыми прослойками. В противоположность выдержанным пластам это менее протяженные слои, постепенно выклинивающиеся на расстоянии десятков метров. Также типичны для шельфовых толщ.
  • 19. Узловатая и волнистая слоистость. Слои, состоящие из ундулирующих прослоев, переходящих в неплотно упакованные узловатые породы такой же или иной основной массой (глинистой); другое название «lumpy bedding» (комковатая слоистость) [273, с. 324, табл. 15в, 16в и с].
  • 20. Известняки с узловатой отдельностью или текстурами пластичного течения. Дифференцированное уплотнение первоначально неоднородно распределенного глинистого и карбонатного вещества приводит к образованию неправильной, тесно упакованной, почти узловатой структуры и флазерной слоистости, образовавшихся при растяжении и пластичном течении, т. е. при седиментационном будинаже. Первичная неоднородность основной массы может быть связана с деятельностью илояидных, скоплениями раковин или галек на дне моря. Глинистый материал уплотняется постепенно, в то время как карбонатный цементируется раньше и сопротивляется сжатию [236, с. 3161; 273, с. 287, табл. 16а]. Сходно с «текстурой растаскивания» (pull-apart) [258, с. 89].
  • 21. Изолированные рифы. Это более или менее изометричные неправильные или обычно плосковершинные органические постройки, менее обширные, чем «рифы - подводные платформы». В постройках преобладают организмы, строящие каркасный скелет. Встречаются в виде небольших, но мощных, в целом неслоистых линз в карбонатной породе, очень богатой фауной, более или менее изолированных и окруженных породой других фаций [153, с. 222, словарь AGJ, 1973].
  • 22. Слоистость на склонах изолированных рифов и у их подножий. Термин склоновая (или форсетная) слоистость в довольно широких пределах применяется для любой первично наклонной слоистости по окраинам карбонатных построек. Пласты нередко довольно круто наклонены (около 25°, но до 45°) - они образуются на склонах крупных окраин шельфа, обращенных к открытому морю [354].
  • 23. Биотурбации и норки роющих организмов. Роющие организмы сильно гомогенезируют осадок. Изгибающиеся или прямые формы ходов обычно сохраняются в виде следов благодаря пятнистости окраски и структурным различиям, или подчеркиваются доломитизацией. Трубчатые заполненные осадком отверстия, связываются с жизнедеятельностью червей, моллюсков, иглокожих или других организмов [273 с. 288, 322, 323, 328 с. 879; 271, с. 91 - 124].
  • 24. Следы жизнедеятельности (trace fossils). Следы ползания, движения, следы питания, гнезда и др., на плоскостях наслоения и в пределах субстрата. См. 23.
  • 25. Знаки ряби. Эта текстура изменчива в мелководно-морских условиях. В целом знаки ряби или симметричны или асимметричны. (1) Симметричные знаки ряби имеют в поперечном разрезе симметричную форму, а гребень в плане в основном прямолинейный. (2) Волновые (осцилляционные) знаки ряби прямые с резким, узким, относительно прямым гребнем, расположенным между широкими округлыми ложбинами, образовавшимися под действием кругового, волнового и колебательного горизонтального (возвратного) движения воды на песчаном дне у базиса (несколько выше) действия волн (3). Асимметричные знаки ряби характеризуются короткими и крутыми склонами, обращенными вниз по течению и более пологими склонами, направленными вверх по течению. (4) Знаки ряби течений несимметричны и образованы однонаправленными течениями, движущимися над песчаной поверхностью. Они обычны в мелководных условиях, но могут формироваться и в более глубоких водах [см. выше, Словарь AGJ с. 4, 44, 503 и 717].
  • 26. Фестончатая (В русской литературе - мульдообразная.- Прим. науч. ред) косая слоистость среднего размера. Слойки косой слоистости объединены в серии мощностью до 1/2 м; обусловлены размывом крупных гряд и последующим заполнением желобков - мульд. Сила течения средняя и несколько большая. Слои с такой текстурой в целом лентовидные и часто срезают нижележащие слои. Такие текстуры обычны во внешней, обращенной к морю части шельфа, ниже по склону от пляжей, у которых проходят вдольбереговые течения [368, с. 62; 354].
  • 27. Онкоиды в известняковом песке или в илистом известковом заполнителе (табл. IXB, XVA). Концентрические оболочки обычно неодинаковые и сморщенные, создаются водорослями, фораминиферами, серпулидами. Микритовые известняки с онкоидами распространены широко и их пласты выдержанные. Они должны были формироваться в областях с умеренной циркуляцией, но отлагались в широких зонах застойного мелководья. В случае песчаной вмещающей массы, видимо, должна устанавливаться обстановка проливов или отмелей, где движение воды было быстрее нормального (СМФ-13 и СМФ-22).

 

  • 28. Локальные небольшие купола из известкового ила. Это округлые хорошо очерченные скопления водорослево-фораминиферового тонкозернистого (микритового) вещества (не более 1-2 м диаметром). Встречаются обычно в известняке с отчетливой слоистостью, отлагавшемся в мелководно-морских условиях на шельфах или на пологих склонах с внешней стороны окраины шельфа.
  • 29. Зона известковых конкреций (обычно в мергелях). Преобладают в мелководных бассейновых глинистых породах, эквивалентных шельфовым карбонатам. Их считают по генезису сингенетическими или раннедиагенетическими, сформировавшимися в субстрате дна при замедлении нормального глинистого осадконакопления [390, с. 550, 400, с. 98].

Купола из известкового ила на шельфах и склонах окраин шельфа (стандартные фациальные пояса 4 и 7)

Некоторые из этих форм более детально рассмотрены в нижеследующих главах.

  • 30. Брекчии обрушения и системы прожилок в пределах микрозернистого ядра (табл. ХХIIВ). Для известковых илистых накоплений типичны и широко развиты сингенетическое брекчирование, пластическое течение ила с наложением позднего брекчирования и развитием жильного кальцита. Вероятно, это вызвано ранним растворением и обрушением известкового ила и хрупких компонентов раковин, а также гравитационным оползанием в морских условиях или при воздействии метеорных вод, когда масса оказалась на поверхности моря или вблизи нее [66, 152].
  • 31. Строматактоидные текстуры (табл. XVIIIB). Представляют собой текстуры заполнения пустот, характеризующиеся горизонтальным или почти плоским дном и неправильной кровлей. Первоначальные пустоты, как правило, заполняются местным микрозернистым осадком или пойкилитовым кальцитом, строение которого указывает на отложения при заполнении пустот. Текстура наблюдается только в постройках из известкового ила. Происхождение пустот широко обсуждается в литературе (см. гл. V) и может быть связано с оползанием частично литифицированной иловой массы, оседанием твердых раковин в илу, разложением какого-то неизвестного организма [148, с 12, 13; 274, с. 905].
  • 32. Дайки выжимания (injection dikes). Пласты, прорезающие вертикально массивные или нормально слоистые толщи и состоящие из материала, выдавленного снизу под действием нагрузки со стороны карбонатной массы на подстилающие толщи. Могут быть несколько неправильной и замкнутой формы или прямые с резкими контактами.
  • 33. Заполненные трещины, нептунические дайки. Несогласные выполнения осадком трещин, секущих массивные и нормально слоистые толщи; заполняющий осадок поступал сверху и обычно состоит из песка и более грубого материала. Трещины могли открываться в результате оползней или тектонических движений на ранней стадии геологической истории купола [112; 335, с. 212].
  • 34. Заполнение донным осадком пустот в теле купола (geopetal fillings)-табл. XXV. Текстуры указывают на положение кровли и подошвы во время отложения осадка или вскоре после него. На дне полостей могут наблюдаться различные типы заполнения осадком; отложения их отличаются по изменениям окраски, различиям структуры, наличию перекрестной слоистости, часто различается несколько генераций. Заполнение кристаллическим кальцитом в верхней части пустот указывает на положение кровли. Особый тип внутреннего осадка представляет собой вадозный алеврит Данхэма [92], образовавшийся при раннем разрушении и отложении частично литифицированного осадка, предположительно в условиях потока метеорных (атмосферных) вод [311, с. 31; 312; 335, с. 4].

Поверхности несогласия, указывающие на отсутствие

или сильное замедление осадкообразования и маркирующие

«стратиграфические перерывы» (стандартные фациальные пояса 5-8)

35. Плоские зоны коррозии. Абразия и срезание поверхностей морскими течениями, растворение поверхностными водами, содержащими органические активные вещества. Текстура может оказаться неотличимой от некоторых «hard grounds». Процесс образования частично тот же самый.

  • 36. Твердое дно (hard grounds) или поверхности сверления. Морские или литоральные поверхности, просверленные организмами, обычно обросшие фауной в положении естественного роста. Осадок испытал сингенетическую литификацию благодаря подводной микритизации или цементации с заполнением пустот. Такие поверхности встречаются в кровле регрессивных серий карбонатных отложений [141, с. 240- 295, с. 217; 330, с. 109].
  • 37. Устричные обрастания и другие органические корки. Сплошные обрастания устрицами обычно ассоциируют с «hard grounds», типичны в мезозойских и более молодых осадках [192, табл. III].
  • 38. Пленки окисления. Зоны красных осадков, т. е. полного окисления железа слоя перекрытого поверхностью несогласия, обычно, но не исключительно, связаны с действием поверхностных вод [195].
  • 39. Небольшие серпуловые купола. Обычно изолированные холмы чашеобразные с крутыми краями образованы колониями червей - серпулид. Размеры колеблются от величины хлебного каравая до нескольких метров в поперечнике. Серпулиды могут обитать в мелководной морской или избыточно соленой обстановке, в очень теплой воде, занимая широкие мелководные зоны на твердом дне в зоне приливов и на приливно-отливной осушке.
  • 40. Почерневшие гальки. Темноокрашенные брекчированные известняки и изолированные почерневшие обломки могут указывать на субаэральные условия в области засолоненных лагун, периодически заполняемых перенасыщенной солями водой. Здесь развиваются водорослевые войлоки во время периодов высокого стояния воды, но по краям впадин, которые время от времени полностью высыхают, они подвергаются интенсивному разложению. Черная окраска пород ложа связана с разлагающимся органическим веществом, главным образом нитчатых сверлящих водорослей, которые бурно разрастаются в водорослевых войлоках и остаточной воде, напоминающей соус, и полностью пропитывают субстратные породы. Обычно переотложение этих известняков в перекрывающие слои [305, с. 98; 398, с. 549].
  • 41. Остаточные отложения, глауконит, фосфатные отложения (табл. IXC). Скопления химически и физически устойчивых грубых частиц в виде маломощных пластов, образовавшихся в течение длительных периодов отсутствия накопления осадка и постоянного вымывания осадка со дна моря. Такие отложения могут также характеризоваться обломками пород, нередко покрытыми черной «рубашкой», наряду с костями и зубами рыб, фосфатизированными органическими остатками, глауконитом и песчаными зернами кварца [195] (см. СМФ-14).
  • 42. Брекчирование литифицированной породы ложа. Полигональное растрескивание и усадка вызывают брекчирование затвердевшей или частично литифицированной породы в результате изменения температуры и сил роста кристаллов [398].
  • 43. Карстовые обрушения. Обрушение известняка в полостях стока, трещинах и неправильных кавернах может быть обычным процессом на глубине до десятков метров ниже поверхности несогласия. Отложения представляют собой заполнение пустот и различных путей подземного стока. Известно, что по этим путям иногда развивается доломитизация [335, с. 66-69].

Приливно-отливные равнины, зоны осушки, ложбины, валы, подпруженные озера, пляжи (стандартный фациальный пояс 8)

Эти многочисленные обстановки второго порядка были выделены давно и тщательно изучены. Разнообразные текстуры осадконакопления описаны в трудах симпозиума по осадкам приливно-отливной зоны [72] (Лаборатория сравнительной седиментологии, Университет Майами).

44.   Однородные, штормовые слои. Такие выдержанные слои, обычно не содержащие фаунистических остатков и хорошо диагностируемые, образуются во время крупных штормов, взмучивающих ил на дне мелководных заливов и озер и откладывают единый мощный пласт в области отмелей [332, с. 583, рис. 22].

45.  Водорослевые войлоки, образующие строматолиты (табл. XIV). Войлоки, состоящие из разнообразных сообществ в основном синезеленых водорослей и диатомеи, образуют полуустойчивую открытую сетку, в которую проникают известковый ил и песчаные зерна и задерживаются ею. Слизистые выделения водорослей и диатомеи в сочетании с тонкими нитями действуют как строительные элементы. Внутренней известковой постройки у водорослей не наблюдается, исключая «трубочки girvanella», однако сохраняется тонкая слойчатость, отражающая периодическое накопление ила [183, 217, с. 169-205; 261, с. 285].

  • 46. Спонгиостромовая микротекстура в строматолитах (табл. XIVA). Некоторые современные водоросли (напр. Scytonema) образуют небольшие кустарникообразные маты, микростроение которых, подвергнувшись обызвествлению, сохраняются в виде неправильно-сетчатой и нитчатой текстуры [173, табл. 103; 217, с. 190].
  • 47. Клубневидные водорослевые строматолиты (табл. XIVA). Включают типичные формы строматолитов Collenia или Cryptozoa, соединяющиеся боковыми сторонами полусферы. Клубневидная форма является результатом постоянного энергичного, но периодически прерываемого роста водорослей, вероятно, над первичными выступами субстрата, такими как перекрытые арочками трещины растрескивания ила. Необходимы амплитуды подъема прилива порядка полуметра [81, рис. 20 и 22; 183; 218].

48.  Окончатая тонкая слоистость (лоферит, известняки с текстурой «птичьего глаза» -табл. XIIB, XIIIA, XIXA). Тонкослоистый микритовый известняк или доломит с линейно и параллельно расположенными порами, наиболее крупные имеют строматактоидную форму. Местами наблюдается заполнение полостей осадком с поверхности (geopetal fills). Осадок комковатый. Текстура образована в процессе высыхания и ее наилучшее выражение связано с затопляемых приливами зонами прибрежных равнин, где чередуются затопление и максимальное осушение [112, с. 124; 335].

  • 49. Небольшие (мощностью в сантиметры) слои комковатого осадка с микроградационной слоистостью (табл. ПВ, XI, XII). Характеризуются обломочной структурой и обычным «утонением» вверх размеров обломков и комков. Такие слои сантиметровой мощности обычно встречаются на аккумулятивных валах или повышениях среди приливно-отливных равнин, где улучшается сток. Сантиметровые градационные слои песчаной размерности могут перекрываться слоем микрозернистого известняка, структура которого «стерта» грануляцией или развитием «каличе» [334, 420].
  • 50. Шары ила и мягкие гальки. Эти полуотвердевшие шары, образованные при размыве ранее образовавшегося известкового ила, созданы роющими членистоногими. Они могут быть окатаны под действием слабого течения, а также бронироваться прилипшими раковинами или ветками [130].
  • 51. Выклинивающиеся конгломераты. Конгломерат из плоской лититовой гальки, залегающей черепицеобразно и образующей веерообразные и спиралевидные скопления в местах сильных течений. Они заполняют ложбины и водобойные углубления (pot holes). Обломки, образовавшиеся за счет высохшего известкового ила на валах и водорослевых постройках, обрабатываются, округляются и вновь отлагаются течениями в приливно-отливных эрозионных ложбинах [334].
  • 52. Линзы косослоистого литокласто-биокластического известняка. Встречаются изолированно среди тонкозернистого, горизонтально-слоистого осадка и представляют собой эрозионные ложбины, прорезанные на затопляемых приливами низменных побережьях и заполненные грубыми отложениями. Такие осадки часто встречаются на барах, разделяющих ложбины [330].
  • 53. Знаки ручейков. Узкие глубокие борозды, образующиеся при раздваивании вверх по течению небольших ветвящихся ложбин, как правило, располагаются на выходящих из-под воды участках пляжей, песчаных баров и песчаных прибрежных равнин [273, с. 332; 335, с. 128].
  • 54. Отпечатки дождевых капель. Небольшие, неглубокие, в плане круглые, или эллиптические, вертикальные или наклонные кратероподобные углубления, окруженные слегка приподнятой каемкой, образовались в мягком и относительно тонком осадке на прибрежной приливно-отливной равнине в зоне осушки под действием падающих капель дождя [335, с. 141 - 146].
  • 55. Изгибы слойков под действием корешков растений. Корешки, проникая в осадок по вертикали и горизонтали, сдвигают и приподнимают тонкие прослойки осадка и создают характерную клочковатую смятую текстуру. Нарушения нормально слоистого осадка под действием корешков растений в зоне осушки является обычным явлением. В карбонатном осадке корни и волосковые корешки могут сохраняться благодаря тому, что они заключаются в чехол из оседающего вещества [334, рис. 21].
  • 56. Сохранившиеся корни и пропластки торфа. Органические трубочки, как обызвествленные, так и углефицироваяные, в осадках карбонатных зон осушки и маршей. Угли и торф - реликты обширных болот на обращенном к берегу краю приливно-отливных низменных побережий в условиях тропического климата [334, рис. 21 В].
  • 57. Пузыри в водорослевых войлоках, образующиеся под действием ливней. Пропитанный водой пружинистый водорослевый войлок непроницаем для газов. Последние, возникнув при разложении органического вещества, после дождя образуют пузыри. Такие пузыри могут кальцифицироваться и сохраниться in situ или, в случае высыхания, дать корочки и образовать при распадении мелкие округлые обломки (Гинзбург, личное сообщение).

 

  • 58. Отслоившиеся и скрученные илистые корочки. Тонкие пленки известкового ила и поднявшиеся слои водорослевых войлоков могут образовать скрученные хлопья. Последние могут быть захоронены более или менее in situ быстро накопившимся осадком или переотложены в ближайшие эрозионные ложбины или ручейки и образовать литито-вые интракласты [334].
  • 59. Трещины в иле. Трещины усыхания в иле, ограничивающие полигональные участки на поверхностях наслоения, сохраняются в виде выступающих гребешков (слепков) на нижней поверхности слоев. На разрезах трещины усыхания наблюдаются обычно в виде вертикальных трещин v-образной формы [273, с. 323].
  • 60. Доломитовые и известковые корочки. Затвердевшие корочки встречаются в микрообстановках зоны осушки и примыкающей к ней незатопляемой зоны, где наиболее часто происходит чередование увлажнения и усыхания, обычны на пересыпях и грядах на пляже или бортах впадин. Образование связано с испарением и осаждением карбонатных минералов в капиллярной зоне на поверхности. Это излюбленное место развития доломитизации на затопляемых приливами побережьях тропиков [333, с. 118, 119; 334, с. 1217].
  • 61. Отложения пересыпей второго порядка (minor beach deposits). Тонкие пласты мелкопесчаного материала и раковинного детрита с косой слоистостью, отличающейся небольшими углами наклона слойков, образовались на участках пляжа, отделяющих края прибрежной низменности от крупных лагун. Во многих местах такие пересыпи сложены почти исключительно раковинами гастропод - церитид [334, с. 1212, рис. 15].
  • 62. Норки. Заполненные ходы роющих организмов, в большинстве случаев вертикальные, довольно длинные, отчетливо отличающиеся от осадка зоны осушки и частично литифицированные; в отличие от этого, осадки необнажающейся при отливах зоны полностью гомогенизированы и характеризуются горизонтальными норками, проникающими неглубоко [Фрей, из работы Перкинса, 271].
  • 63. Отпечатки следов ног и следы ползания на плоскостях наслоения. Отпечатки следов наземных и земноводных животных, а также членистоногих, гастропод и пелеципод, на плоскостях наслоения обычно указывают на чередующееся затопление и осушение известкового ила, который обычно затвердевает на воздухе [271].

Эвапориты надприливной зоны (себха) и связанные с ними карбонаты зоны осушки (стандартные фациальные пояса 8 и 9 в сильно засушливом климате)

64. Горизонтальные трещины отдельности в известняках и доломитах. Горизонтальные трещины параллельные слоистости, связанные с уменьшением объема осадка, вероятно в результате высыхания или обезвоживания в субаквальных условиях при изменении концентрации рассолов [113, с. 148].

  • 65. Зебровые известняки и доломиты. Порода, приобретшая пластинчатое строение благодаря развитию параллельных трещин, заполненных друзовидными кристаллами кальцита и доломита. Полосчатость располагается под углом к нормальной слоистости. Не установлено, является ли крутой угол результатом существования пузырчатого водорослевого войлока, покрывавшего карбонатный купол, или оползания известкового ила по линиям, перпендикулярным к напряжению. Возможно, эта текстура связана с процессом сокращения объема. Такие косые полосы известны в осадках внутри трещин [113, с. 135].
  • 66. Жилы, заполненные друзами кристаллов. Согласные и секущие жилки пойкилитового кальцита в виде крупных друз или столбчатых кристаллов, заполняющих пустоты или трещины неправильной формы. Стенки трещин усыпаны выступающими кристаллами обычно тех же минералов, которые слагают вмещающую породу.
  • 67. Текстура «вигвама». Вертикальный разрез через очень крупные полигоны усыхания с призматически располагающимися трещинами. В разрезе они кажутся дисгармоничными складками стрельчатой, шевронной формы или перевернутыми V. Текстуры, очевидно, обусловлены расширением породы в период гидратации ангидритовых прослоев или ростом кристаллов, а также, возможно, экстремальными колебаниями температуры. Параллельные слои, располагающиеся над такими образованиями и под ними, доказывают их сингенетический характер [17; 182, рис. 9; 264, с. 126; 342].
  • 68. Брекчия, образовавшаяся при формировании калине, и волнистая слойчатость. Коры микрозернистого известняка мощностью до 1- 2 м образуются ,на поверхности, обнажившейся из-под воды, благодаря повторявшемуся многократно растворению и вторичному осаждению СаС03 в течение длительных периодов времени; обычны в семиаридном климате. Волнистая слойчатость образуется на нижней стороне корки, ее изгиб обращен вниз. Неоднократное увлажнение, высыхание и осаждение кальцита приводит к образованию брекчий ![95, рис. Н-39. См. также ссылки к разделу «Диагенетические изменения» в настоящей главе].
  • 69. Вадозный пизолит (табл. XVB). Крупные (до нескольких см. в диаметре) концентрически слойчатые конкреционные образования, генезис которых объясняют ростом среди известняка в вадозной зоне. Шары обычно заключены в зернистый, пойкилитовый цемент или в тонкослоистую породу. Другими признаками роста in situ является тенденция к удлинению вниз и приспособление пизоидов друг к другу. Обычно наблюдается «перевернутая» градационная текстура. Пизолиты могут пересекать нормальную слоистость, но могут залегать и согласно с нею. Они образуются, очевидно, как пресноводные вадозные каличе или «пещерный жемчуг», или даже в литоральной зоне заплеска [92; 95, рис. И-27 и 40].
  • 70. Брекчии растворения эвапоритов. Брекчии с многочисленными кальцитовыми жилками в выдержанных маломощных пластах с резкой подошвой и неправильной по форме кровлей. Образуются при обрушении карбонатных пластов в результате растворения прослоев ангидрита [42; 95, рис. П-51, 52].

71.   Соляные воронки и ножевидные кристаллы селенита (табл. XVC). Изолированные слепки или отпечатки типичных кристаллических форм галита или гипса могут изолированно встречаться в рассеянном виде. Они маркируют пустоты растворения или замещения карбонатом растворимых первичных минералов, которые раньше замещали карбонатные осадки и росли в их пустотах на себха (засоленых низменных побережьях). Наиболее распространены разбросанные следы «прорези» кристаллов селенита.

  • 72. Птигматитовая или энтеролитовая текстура в гипс-ангидритах. Изогнутые, тонкие слои сульфата кальция, вероятно, образовавшиеся в результате роста кристаллов in situ и последовавшего увеличения объема под действием вертикального давления. Подобную текстуру объясняют также срастанием стяжений, вероятно под воздействием уплотнения. Как правило, это раннедиагенетическая текстура, на что указывает ее развитие в верхнем метровом слое осадка на современных себха Персидского залива. Мелкие стяжения и тонкая энтеролитовая текстура описаны также из тонкослойчатых толщ эвапоритов, которые Девис и Ладлэм [82, с. 3533] считали бассейновыми [примеры эвапоритов, относимых к приливно-отливной зоне -225; 327, рис. 4].
  • 73. Конкреционная, почковидная, полосчатая текстура гипс-ангидрита. Почковидная текстура формируется обычно при уплотнении стяжений сульфата кальция различного размера и в разном количестве в осадке, обладающем изменчивой проницаемостью. В настоящее время такие текртуры формируются на современных себха; однако они образуются также при захоронении в результате уплотнения [21 32, 225, 327, рис. 6, табл. 2].
  • 74. Крутонаклонные к берегу сверхмощные серии косой слоистости. Углы наклона слоев от 25 до 45° обычны, обусловлены поступательным перемещением дюн по направлению ветра, что приводит к образованию серийной косой слоистости, направленной в сторону берега, но в пределах дуги в 180°. Возможно сохранение крупных косо-слоистых серий мощностью до 15-20 м.
  • 75. Сохранившиеся дюны. Выпуклые вверх, образованные изгибом гребня дюны, сохранившиеся в эоловых отложениях в результате быстрой цементации в вадозной зоне при определенных климатических условиях и вследствие бронирования непроницаемой коркой каличе.
  • 76. «Ребристость», вызванная неоднородной цементацией слоев. Чередование тонко- и грубозернистых слоев обнаруживается при выветривании характерной тонкой ребристостью. Это связано с избирательной цементацией, поскольку тонкий песок достаточно долго удерживает капиллярную воду для образования кальцитового цемента, в то время как более грубый пропускает ее и остается рыхлым, и выветривание проникает глубже.
  • 77. Красноцветные зоны. Древние почвенные горизонты - красные или оранжевые, брекчированные, порошковатые или мелоподобные пласты, содержащие участки сцементированных эоловых отложений (эолинитов).
  • 78. Улитки и кальцифированные коконы насекомых. Эти образования встречаются в древних почвенных горизонтах. Улитки являются единственным сохраняющимся видом фауны. Изредка в этих горизонтах встречаются тонкие яйцеобразные коконы.
  • 79. Слепки корней и корневых волосков. Ризоконкреции представляют собой кальцитовые штриховатые трубочки и твердые цилиндрические образования, сформировавшиеся в процессе кальцификации и цементации вдоль корней. Даже корневые волоски могут при этом сохраниться в виде тончайших футляров из кальцита. Характерный плотный рисунок корневой системы и уменьшение вниз размера ответвлений позволяют отличать эти остатки от норок роющих организмов, которые они внешне напоминают. Подобные массы обычно встречаются под древними почвенными горизонтами.

АНАЛИЗ ШЛИФОВ В ЦЕЛЯХ ВЫЯВЛЕНИЯ ОБСТАНОВКИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

Из одного шлифа можно извлечь обширную информацию об обстановках осадкообразования, как можно видеть, изучив табл. I. Поле зрения примерно 1,0 на 1,4 см, Х16, поляризованный свет. Образец отобран из кровли пласта мощностью 3,5 м, обладающего слабо наклонной косой слоистостью и залегающего над пластом с крутонаклонной косой слоистостью, представляющим собой фланкирующие слои биогерма (рис. ХII-6). Это разновидность СМФ-5. Отложения относятся к серии Вирджил (позднепенсильванской), встречаются в горах Сакраменто, обнажение представляет собой северную стену ущелья Драй Кеньон над шоссе штата Нью-Мексико в 52,5 милях к северо-востоку от г. Аламогордо. Уже этот один шлиф указывает на соленость воды, гидродинамическую энергию, степень сцепления и окисления донного осадка, характер накопления осадка и до некоторой степени на более позднюю диагенетическую историю осадка. Правильная вертикальная ориентировка образца легко определяется на основании его микростроения.

Физико-химические особенности водной массы

во время осадконакопления (на основании экологической

интерпретации комплекса организмов)

Биотический комплекс указывает на тропические воды с нормально-морской или, возможно, несколько повышенной соленостью по следующим причинам: иглы морских ежей и остатки иглокожих обычно свидетельствуют о нормальной солености; фораминиферы обильны и разнообразны; Tricitites (фузулиниды), Paleotextularia, Globovatvulina являются крупными фораминиферами, характерными для обстановки теплого открытого моря; Tiberatina, Calcitornella и Archeodiscus представляют собой обрастающие коркообразующие организмы и, вероятно, обитают на растениях и мягкотелых животных - так же, как обильные пластинчатые водоросли; пластинчатые кодиациевые водоросли в современных морях живут в теплой тропической хорошо освещенной воде, обычно на глубине менее 15 м; широко распространенные синезеленые коркообразующие водоросли совместно с фораминиферами указывают на довольно мелководные условия зоны проникновения дневного света; остракоды - многочисленные, встречаются повсеместно, колонии мшанок в виде пустотелых сфер, включенных в микритовую массу и попавших во фланкирующие слои рифа из более спокойных условий; окатанные, разбитые раковины гастропод, внутри обросшие корочкообразующими организмами, несомненно попали извне. Следует заметить, что многие характерные обломки организмов отсутствуют: брахиоподы, обычно наиболее распространенные мшанки, морские лилии, красные водоросли, кораллы, часто встречающиеся моллюски. Отсутствие или редкость таких форм указывает, что органогенно-обломочный материал образовался не за счет организмов, живущих только в условиях открытого моря, а вероятно, воды, покрывающие шельф, были более теплые, с истощенными пищевыми ресурсами, и даже несколько более соленые, чем воды открытого моря.

Гидродинамическая энергия

Обратите внимание на структуру: порода представляет собой пакстоун с широким набором органогенных обломков различного облика и размера и несомненно различного происхождения. Несортированные зерна составляют около 50% объема осадка. Основная масса состоит из комковатого карбонатного материала алевритовой и песчаной размерности с небольшими участками более крупного кристаллического кальцита. Более крупные обломки, такие как водорослевые пластинки и иглы морских ежей, округлены, одеты оболочкой и микритизированы, что указывает на значительное движение зерен в воде перед захоронением. Следует отметить перекристаллизацию и проникновение цемента внутрь водорослевых пластинок. Корочковое строение не сохраняется. Более мелкие органические обломки не очень изменены, поскольку от механического истирания они защищены эффектом поверхностного натяжения. Меньшую часть обломочного материала составляют обломки пород. Левая центральная часть и центр шлифа на табл. I содержат два комка диаметром около 3 мм по фактическому расстоянию. Их основная масса представлена микритовым веществом, на что указывают более темный тон и плотность ее по сравнению с основной массой породы. Эти литокласты содержат биокласты и пеллетондный материал. В более крупном комке видна колония мшанок в виде полой сферы. Комок, возможно, образовался вокруг колонии мшанок. Комок в центре во время отложения оставался мягким. Он был уплощен под давлением водорослевой пластинки, лежащей над ним. Но это не стилолитовый контакт, образовавшийся под воздействием позднего давления. Примерно двадцать темных пелоидов диаметром 300-400 микрон рассеяны внутри крупных комков и в основной массе осадка. Они представляют собой ранее консолидировавшиеся комки известкового ила и могут быть либо фекальными таблетками, либо формами типа «штайнкерн» (внутренние слепки) раковин остракод (обратите внимание на раковинку остракоды в нижнем правом углу). При любом типе образования эти крупные обломки были, вероятно, оторваны от осадка и прошли некоторый путь до момента отложения, что указывает на некоторую подвижность среды.

Упаковка основной массы, диагенез и ориентация

Крупные обломки были сгружены вместе и образовали структуру, все элементы которой опирались друг на друга. Вся масса отложиться могла либо одновременно, совместно с тонкопесчаным и глинисто-алевритовым материалом, либо, что более вероятно, тонкий материал мог быть вмыт позднее. В любом случае тонкий материал основной массы был преобразован в микрокристаллическое вещество. Крупный участок кальцита, представлявший собой первоначально пустоту, наблюдается в нижнем правом углу шлифа.- Увеличивающиеся к центру кристаллы кальцита и довольно частая встречаемость входящих углов [26] на контактах кристаллов кальцита являются бесспорным аргументом в пользу заполнения цементом пустот. Происхождение пустоты может быть объяснено несколькими причинами: это могла быть полость, перекрытая экранировавшими ее водорослевыми пластинками, или норка роющего организма, или пространство, ранее занимавшееся бесскелетным, полностью разложившимся организмом. При любом происхождении на дно пустоты упал или был вмыт осадок таким образом, что более крупные частицы попали туда после мелких. Этот осадок, возможно, образовался в результате разрушения кровли; более крупные обломки в нем угловатые, а кровля пустоты более зазубрена, чем дно. То, что такое частичное заполнение осадком произошло на ранних стадиях литификации, подтверждается наличием изолированных, не связанных фораминйфер, обломки которых встречаются среди заполнения.

Еще ряд доказательств указывают на то, что микрозернистый осадок заполнял пустоты в породе типа пакстоун, каркас которой состоит из более крупных зерен; на них опирается весь осадок. Во-первых, наблюдаются признаки оседания. Одна сторона крупных удлиненных зерен предпочтительно содержит мозаичное кристаллическое заполнение кальцита, крупность которого растет к центру. То, что ранний диагенез такого типа охватывает в небольших масштабах всю основную массу, подтверждается светлой окраской основной массы, имеющей неправильный, почти клочковатый характер, и размерность зерен, соответствующую грубомикрокристаллической. Зерна, отделенные этим микрокристаллическим веществом и составляющие общий заполнитель, имеют тонкопесчаную и  алевритовую размерность   (50-100 микрон).

Такая основная масса очень распространена в породах типа «пакстоун», содержащих заметное количество зерен различного размера, образующих опорный каркас породы; она позволяет определить ориентировку образца. В дополнение к описанному явлению признаков оседания под зернами, пустота сразу слева от центра фотографии содержит на днище осадок «вадозных» кристаллов алевритовой размерности, описанный Данхэмом [93]. Перемешанные крупные зерна не обнаруживают предпочтительной линейной ориентировки, но рост кристаллов при диагенезе определялся первичным строением основной массы, что указывает на раннюю цементацию. Нет оснований для утверждения об образовании такой цементации под влиянием поверхностных вод или в подводных морских условиях. На кровле мощного пласта, из которого был отобран образец, видны признаки окисления (красные пятна), и она представляет собой, как минимум, поверхность приостановки осадконакопления, если не поверхность, находившуюся под воздействием атмосферы.

Таким образом, рассматриваемый осадок представляет собой органогенный шлам, который некоторое время перемещался по дну моря в очень мелководных условиях тропического морского бассейна на глубине менее 50 футов (15 м) при нормально-морской или слегка повышенной солености. Структура основной массы указывает на отложения ниже базиса действия штормовых волнений, где тонкие частицы (т. е. известковый ил) вымывались и уносились. Область формирования представляла собой отмель на краю ранее сформированного карбонатного илового купола или холма, образованного пластинчатыми водорослями. Осаждение тонкого, в основном алевритового по размерности, материала происходило между более крупными зернами, образовывавшими каркас, возможно, во время всего одного шторма. Литификация началась рано, когда тонкозернистый алевритовый материал начал оседать, заполняя промежутки в каркасе из более крупных зерен, частично перемещаясь при этом и заполняя пространство на дне пустот. Кальцитовый цемент заполнял поры всех размеров, образуя большие участки кальцитовых выполнений, а там, где известкового ила было побольше, образовал неравномерную, сгустковую основную массу.

ЗНАЧЕНИЕ ОКРАСКИ

При изучении обнажений или керна можно потратить много времени, описывая с помощью цветовых стандартных таблиц точный цветовой тон и его оттенки, поскольку окраска является легко наблюдаемым, хотя и изменчивым свойством породы и имеет большое значение для понимания среды осадконакопления [198, с. 123; 401, с, 129-141]. Однако вариация окраски, связанная с изменчивостью зернистости основной массы, кристалличности, содержанием пигмента, выветриванием, велика, и поэтому ее подробное описание в целом бесполезно. Для карбонатных пород существенными для изучения среды осадконакопления являются всего три основных типа окраски: темная, светлая и с красноватым оттенком. В некоторых тонкозернистых известняках достаточно ничтожных содержаний красящего вещества для создания отчетливой окраски. Совершенно черный известняк необычайно тонкой кристаллической структуры (как «Марбр Нуар» в Бельгии) содержит всего в среднем 1-2% нерастворимого остатка, 0,2%-органического углерода. Светлоокрашенные известняки поэтому представляют собой почти чистый карбонат кальция без каких-либо следов пигмента. Цвет выявляется полностью при окислении и выветривании, причем следы Fe203 дают обычно бурый, бледно-желтый или кремовый цвет. В каменоломнях,  заложенных  на  месторождениях  известняков    шельфового происхождения, влажная порода, как правило, имеет серую окраску, в особенности, если она тонкозернистая.

Мелководные заливы и лагуны на поверхности имеют покров из весткового ила, который обычно окисляется под действием перемешивания в процессе деятельности роющих организмов и, возможно, по; действием кислорода, образовавшегося при фотосинтезе синезеленымь нитчатыми водорослями. Захоронение этого материала под слоем осад ка в несколько сантиметров и удаление из него 02 морской воды при водит к быстрому формированию восстановительных условий с обра зованием H2S, серой окраски и почернения некоторых частиц, богаты? органическим веществом. Разложение захороненного органического шлама приводит к образованию восстановительной среды, в которой по-видимому, содержатся активные анаэробные и серобактерии. Такш мелководные илы, однако, отлагаются с содержанием только нескольких десятых процента органического1 углерода. Их окраска в основном серая. Очевидно, что известняк с четко выраженной темно-серой, темно-бурой или черной окраской должен образоваться в значительно более восстановительных условиях и при несколько более высоком содержании органического углерода, чем обычно наблюдающиеся е мелководных шельфовых лагунах. Если известняки шельфа встречаются в миогеосинклиналях или бассейнах, то они становятся темнее и приобретают почти черную окраску вследствие сохранения следов органического вещества и сульфидов железа, рассеянного в основной массе породы. Для полного окрашивания достаточно их всего 1 или 2%. Сохранение этого количества связано, возможно, с более быстрым захоронением и более однородными морскими условиями и отсутствием возможностей для периодического окисления в результате действия штормовых волнений. Известняки, встречаемые совместно с силикатными или глинистыми бассейновыми отложениями, в большинстве случаев (хотя и не всегда) имеют темную окраску.

Для анализа условий накопления необходимо не только различать светлую и темную окраску, но и обращать внимание на красновато-пурпурные оттенки. Установлено, что более или менее устойчивые окислы железа являются основным красящим компонентом терригенных обломочных пород, либо унаследованным от ранее существовавших обстановок накопления, либо поступавшим непосредственно из среды образования осадка. Карбонатные породы красноцветных шельфовых толщ обычно имеют светлую окраску, если только на них не образуются поверхностные пятна в процессе выветривания. Однако красновато-пурпурные карбонаты, в частности энкриниты, не так уж редки в бассейновых и геосинклинальных пластах. Железистый пигмент мог образоваться в окислительных условиях на подводных выступах их рельефа и быть снесен в геосинклинальные троги. Более глубоководные карбонаты могут быть красными или розовыми, или пурпурными благодаря сохранению пигментов окислов Fe и Мп, как это бывает при формировании радиоляритов и кремнистых сланцев. Сохранение гидратированного Fe203 в глубоководных бассейнах с медленной седиментацией, вероятно, является функцией скорости захоронения разлагающегося органического вещества [Фишер в работе Мезолелла и др., 244, с. 54]. Лимонит образуется в широких масштабах, но в ничтожных количествах в морской воде. При нормальном осадконакоплении захоранивается достаточное количество органического вещества для того, чтобы в пределах субстрата восстановить Fe до пирита; но в областях очень медленной седиментации, обычных в глубоких бассейнах с дефицитом осадков, бактериальное разложение приводит к окислению органического вещества еще до того как оно будет захоронено. Примерами глубоководных криноидных отложений розовой окраски могут служить ордовикский известняк Мокассин в шт. Теннесси, Хирлатцкальк (юра) северной части Известняковых Альп, известняки Чейпел (миссисипская система) поднятия Льяно-Эстакадо в шт. Техас и пограничные слои юры и мела в Оманской геосинклинали в Аравии. Аммонитико Россо и Аднетеркальк (юрская система) представляют собой конгломераты красного цвета, образовавшиеся на внутренних поднятиях Альпийской геосинклинали.

ОБЛОМОЧНЫЙ КОМПОНЕНТ

Небольшое   количество  терригенного   или   органогенного   кремнистого обломочного материала в карбонатном осадке может иметь большое значение с точки зрения определения условий осадконакопления. Оно может быть рассеяно в карбонатной основной массе, или присутствовать в виде зерен, или концентрироваться в тонких дискретно расположенных прослоях. Обычная методика многократного травления кислотами шлифа и получения нерастворимого остатка на    предметном стекле с целью его изучения под бинокуляром была описана    выше. Минералогическое исследование рентгеновским  дифракционным  методом также представляет собой обычный способ, который можно применять при условии, что оно не заменяет собой петрографическое изучение. Поскольку большая часть карбонатных пород является относительно  чистыми,  возрастание  количества    нерастворимых    примесей, особенно в относительно грубых фракциях, может указывать на влияние суши. Специальное изучение нерастворимых остатков карбонатных    пород было предпринято Мак-Квином [240] из Бюро геологии  и рудников штата Миссури, обзор таких    исследований    сделан    Айрлендом [166];  методика была использована с целью установления    коррелятивных признаков в кембро-ордовикских и миссисипских    отложениях Мидконтинента и Техаса. Детально описаны типы аутигенных кремней и кварца и обломочные зерна кварца с учетом структуры, окраски   и заключенных в них отпечатков фауны и ромбоэдров    кальцита.    Все термины, применяемые при описании, приводятся в статье Айрленда. Причины широкого распространения разнообразных типов кремней и вопросы  установления   фаций  осадконакопления  относительно  хроностратиграфических единиц не разрабатывались,  и  изучение  кремнистых остатков параллельно с изучением минералов тяжелой фракции в терригенных осадках стало меньше привлекать внимание, хотя и та, и другая методика применима при  расчленении мощных    карбонатных толщ.

В крупных карбонатных пачках часто встречаются два типа обломочных зерен кремнезема, хотя их количество ничтожно. Известны округленные, матированные, довольно крупные зерна кварца, образующие зоны во многих разрезах. По-видимому, они представляют собой прибрежные дюнные и пляжевые пески, переработанные в морской среде. Такие зоны известны на раннеордовикской платформе, сложенной отложениями шельфового мелководья и приливно-отливной зоны, окаймляющими Канадский щит в Северной Америке. Некоторые из таких зон в настоящее время находятся в областях, удаленных на сотни километров от первоначальных песчаных береговых линий огромного моря, располагавшегося поперек щита, в пределах которого шло карбонатообразование. Отложения Южного шельфа современного Персидского залива характеризуются содержанием до 10% таких зерен, снесенных с крупных песчаных дюн в море вдоль южного берега п-ова Катар [Шинн, в работе 297]. Кварцевые зерна настолько устойчивы, что могут широко распространяться в карбонатной среде без заметного износа или растворения.

Другим типом силикатных обломочных зерен карбонатных пород являются угловатые кварц и полевые шпаты алевритовой размерности; по-видимому, они принесены ветром. Моделью снова является режим осадконакопления в Персидском заливе в голоцене [297]. Обширные пыльные бури в заливе способны перенести алевритовые и глинистые частицы на расстояние в 400 км, т. е. через весь залив. Вероятно, большая часть тонкого материала в осевой части Персидского залива к востоку от п-ова Катар (как карбонатного, так и терригенного) принесена ветром. В геологической летописи могут отмечаться такие алевриты как горизонты концентрации в отложениях приливно-отливной зоны, где часто встречаются также округленные, матированные песчаные зерна кварца и примеси (следы) тория обломочного происхождения. Эти толщи отличаются по четким гамма-максимумам. На эоловое происхождение радиоактивного обломочного материала указывают данные по цикличной позднедевонской формации Дюпероу в бассейне Уиллистон в шт. Северная Дакота, где обнаружены пачки глинисто-алевритистых доломитов в эвапоритовой толще, образовавшейся в условиях себхи (гл. X). В этих пачках отмечаются радиоактивные алевритовые зерна, распределение которых показано на рис. III-4. Область питания песчаным материалом располагалась к югу, где гамма-активность становится более интенсивной.

Такие же большие пики или «скачки» гамма-активности типичны для мощных карбонатных толщ, содержащих очень мало примесей, ордовикских, силурийских и миссисипских отложений бассейна Уиллистон [198, с. 382; 282]. Сходные маломощные зоны высокой гамма-активности известны в силуро-девонских отложениях бассейна Западного Техаса. Во всех этих случаях такие коррелирующие признаки широко прослеживаются по всей территории бассейнов, а «вездесущий» алевритовый терригенный материал, вероятно, имеет эоловое происхождение.

Пласты измененного вулканического пепла (бентониты или мета-бентониты) могут являться важными существенными компонентами карбонатных толщ, играя роль маркирующих горизонтов (геохронологических реперов) при корреляции. Такие пласты были обнаружены в отложениях среднего ордовика Аппалачей [89, рис. 10-18]. М. Кей [180] использовал эти бентониты для того, чтобы увязать между собой развитые на востоке темные аргиллитовые фации группы Трентон (шт. Нью-Йорк) с западными известняковыми. Действующие вулканы в областях подвижной суши к востоку от ордовикской Аппалачской геосинклинали поставляли пепел, разносившийся ветрами из области постоянных северо-восточных ветров низких широт ордовикского периода на запад до самого штата Огайо. Бентониты использовались для корреляции по данным бурения среднепермских (уордских) пластов формации Сан-Андрее в Западном Техасе, к востоку от платформы Сентрал Бейзиц. Бентониты установлены также в формациях Боквилас и Сан-Фелипе в Западном Техасе и Северной Мексике. Четкая горизонтальная слоистость, резкие контакты, отделяющие бентонитовые мергели от карбонатов, и присутствие пелагической фауны указы вают на их отложение в довольно глубоководных условиях в открытом море, над которым западные ветры разносили пепел. Подобные же явления имели место вдоль всего мелового орогенного пояса Скалистых гор. Бентониты одного и того же возраста широко прослеживаются к востоку от этого пояса в терригенных толщах штатов Вайоминг и Монтана.

Рис. III-4. Области наиболее сильной гамма-активности и распределение песчано-алевритового материала в горизонтах эвапоритовых доломитов верхних частей циклов низов формации Дюпероу бассейна Уиллистон, штаты Монтана, Северная Дакота и Саскачеван. Маркирующие горизонты С2, Р1 Р2 и. В представляют собой маломощные алевритистые зоны в серо-зеленых доломитах с микритовой структурой, ассоциирующих с ангидритами. Форма береговой линии и присутствие песка указывают на источник терригенного материала (эолового?) на юге. По Уилсону [413, рис. 13]. См. также гл. X, где рассматриваются карбонатные формации Дюпероу

 

Пласты глин также важны для петрографии карбонатных пород, хотя сам по себе минеральный состав глинистого вещества не является определенным индикатором условий осадконакопления из-за того, что многие минералы имеют обломочное происхождение, и из-за диагенетических преобразований  [134, 399]. Крумбейн и Слосс  [198]  приводят таблицу, где дается краткая характеристика условий осадкообразования основных минералов глин (каолинита, монтмориллонита, иллита, хлорита).

Помимо этого, само присутствие глинистого «заражения» в карбонатной по преимуществу породе указывает в большинстве случаев на отложение в условиях спокойных вод и значительных глубин. Во многих случаях темные известняки к центру бассейна утоняются, давая темные аргиллитовые отложения. В таких пачках слои глинистых пород четко отделяются от карбонатов, причем оба типа пород довольно чисты по составу, хотя и постоянно переслаиваются. В более мелководных отложениях действием течений, волнений и роющих организмов перемешивается карбонатный и глинистый материал, часть которого первоначально отлагалась в виде четко изолированных пластов. Захоронение такого частично смешанного, частично разделенного материала приводит к образованию компактных пластов глин и разобщенных стяжений или линз известняка с узловатой структурой и текстурой течения, или к осадочному будинажу. Пласты глинистой карбонатной породы подвергаются стилолитизации, и контакты между линзами - будинами, органогенными обломками (например, обломками морских лилий) обычно резко подчеркнуты стилолитами, в которых концентрируется органическое и глинистое вещество или ромбоэдры доломитов. Есть основания считать, что глинистые прослои в карбонатных породах определяют положение стилолитов, которые обычно параллельны слоистости. Интересно, что содержание глины в известняке обычно небольшое; всего 5-10% бывает достаточно, чтобы сформировался профиль выветривания, типичный для чистой глины и алевролита. Как было указано выше, присутствие в море глинистых частиц препятствует образованию СаС03 организмами, и глинистые осадки обычно бескарбонатны. Многие мергели (обогащенные карбонатами глины и алевриты) содержат более 50% СаС03, но не являются известняками в каком бы то ни было смысле.

ПОРИСТОСТЬ И ПРОНИЦАЕМОСТЬ

Наличие порового пространства является важной особенностью некоторых карбонатов и, естественно, петрографы уделяли ее изучению много внимания, выясняя происхождение и отношение к водопроницаемости и фильтрации. Хэрбо в своей работе [64] рассматривает методы изучения пористости и водопроницаемости. В их число входит определение общей плотности - плотности зерен, впрыскивание .ртути для определения капиллярного давления, пропитывание пластиком пустот пор, пришлифовка кожей с ювелирным красным порошком или окисью хрома хорошо отполированных поверхностей для подчеркивания пор и изучение шлифов в поляризованном свете.

Пористость в карбонатных породах на удивление изменчива и по сравнению с пористостью песчаников в общем незначительна. Продуктивная пористость коллекторов с объемом пор в 5-10% не является редкостью. Читателю следует обратиться к нескольким работам по этому вопросу [64, 257, 360, рис. III-5 настоящей книги]. Учитывая генезис можно выделить несколько типов пористости, связанных с процессами:

  • 1) вторичным растворением по трещинам, связанным, видимо, с действием метеорных вод;
  • 2) вторичным растворением в виде пустот и полостей, связанным, видимо, с действием метеорных вод;
  • 3) сохранением первичных полостей и пустот в рифовых постройках;
  • 4) сохранением первичной пористости между частицами в песках и галечниках, оставшейся после цементации, или первичной пористости в пелагических алевритах, сложенных остатками микрофауны (мелового типа);

5) сохранением (очень тонкой) пористости в мелу, вызванной ранней цементацией и замещением первичного строения известкового ила более крупными кристаллами кальцита; сохраняется пористость более 30%, проницаемость очень низкая;

6) ранней доломитизации нелитифицированного карбонатного ила и их доломитизации с образованием сахаровидных пород. Этот процесс сохраняет первичную пористость, поскольку при замещении кальция магнием в илу ион карбоната используется при построении несжимаемого доломитового каркаса растущими кристаллами.

На рис. III-5 предлагается ключ для описания пористости в следующем порядке: генетический вид (модификатор)+размер+тип+ +процент от общего объема породы. Например: вторичная эогенети-ческая межкристаллическая пористость и пористость доломитизации пустот- 10% [65].

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.