Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

образуется при собирательной перекристаллизации карбонатных «до®

или мнкрнта. Этот процесс заключается в росте одиих крнсталло

счет других. Если эти кристаллы достаточно широко рассеяны, то из*

блюдается первичная стадия, характеризующаяся псевдопорфировой

структурой (порфироидный иеоморфизм, по Фолку) |a/j. -

tcj

Itt

центры первичного роста расположены близко друг к другу, ув«к

личиваюшиеся кристаллы вскоре приходят в соприкосновение и порфи-

роподобная структура не образуется; вместо нее развивается неоморф-

ная структура собирательной перекристаллизации L

J-

Уменьшение зерен !микритизация,

или деградациоииый иеоморфизм)

В общем случае иеоморфизм ведет к образованию укрупненной

структуры пород — обычно к увеличению размеров кристаллов, подоб»

но тому, что наблюдается при превращении известняка в мрамор. Но

в отдельных специфических случаях диагенез приводит к уменьшению

размеров зерен или к превращению крупных кристаллов в мозаику бо-

лее мелких зерен. Для обозначения этого процесса был предложен тер-

мин микритизация [17].

Наиболее четко результаты этого процесса видны на примере мн-'

критовых каемок некоторых ооидов или скелетных зерен, которые мож-

но наблюдать даже в современных отложениях. Эту микротовую каем-

ку легко спутать с аккреционной микритовой оболочкой. Зона микри-

тового изменения, в отличие от аккреционного слоя, имеет неправиль-

ную линию контакта с ядром зерна. Аккреционный слой, в свою оче-

редь, образует резкую линию контакта с поверхностью зерна и более

однороден по мощности; иногда в нем даже можно наблюдать два; или

более слоев. Батхёрст [17] связывал микритовые изменения со сверля-

щим воздействием водорослей; образующиеся при этом пустоты запол-

нялись микритовым карбонатом. В древних карбонатных породах так-

же наблюдаются микритовые оболочки, происхождение которых, воз-

можно, сходно с описанным.

Уардлоу [344] описал превращение калькереиита в кальцит пр»

перекристаллизации, сопровождавшейся уменьшением зерен. Он объяс-

нил это главным образом деформациями при перекристаллизация—

явлениями, типичными для метаморфических пород, хотя некоторые из-

вестняки, претерпевшие подобное изменение, были весьма слабо дефор-

мированы.

Уппотнеиие

Карбонатные пески, подобно своим кварцевым аналогам, могут

слабо уплотняться, либо вообще не уплотняться, в то время как кар*-

бонатные нлы, подобно обычным илам, склонны к уплотнению. Однако·

многие исследователи полагают, что известковые илы весьма слабо уп-Э

лотняются из-за ранней цементации [18, 260, 358]. Обоснования это»

точки зрения различны, но, пожалуй, наиболее убедительным доказав

тельством является включение в кальцилютиты неразбитых я Hepas^

дробленных мельчайших раковин. Хотя свежеотложенные известковые

илы рано теряют воду, они сохраняют высокую первичную пористость;,

Однако, по вопросу уплотнения имеется ряд противоречивых суж*

дении. Терцаги [328] указывала на опрокинутое залегание пластов и*

флангах рифов, которое она объясняла большим уплотнением зт«Х по·=

462-

род по сравнению с ядром рнфа. Проводимые ею опыты по уплотне-

нию современных карбонатных илов подтвердили эту точку зрения;

см. также [275, 109]. Биггс [26] отмечал, что хрупкие ископаемые ос-

татки сохранились в кремнистых стяжениях, в то'время как их анало-

ги во вмещающих известняках раздроблены. Этот факт он объяснил

тем,что окремнеиие происходило до того как известковые илы подверг-

лись уплотнению. Таким образом, вопрос об уплотнении еще остается

открытым; возможно, что те известковые илы, которые не претерпели

ранней цементации, уплотнялись, а другие уплотнению не подверга-

лись.

Замещение известняков и проблема доломита

Хорошо известно о замещении известняков кремнеземом, разнооб-

разными железистыми минералами, фосфатами и другими веществами.

Подобные замещения обычно невелики, только в исключительных слу-

чаях известняк может заместиться целиком. Наиболее широко распрост-

раненным и частым является замещение, связанное с образованием

доломита.

Проблема происхождения доломита вызывает много споров, лите-

ратура по этому вопросу весьма обширна [306, 307, 311, 312, 338, 340,

199, 42, 348, 90, 321, 327, 237 и многие другие]. Вероятно, доломиты по-

лигениы (рис. 10-50). Большинство доломитов явно замещены извест-

няками. Доказательствами замещения служат идпоморфные грани до-

ломита на контакте с кальцитом и даже с обломочным кварцем и гла-

уконитом, включения обломочного

кварца в эвгедральных кристаллах

доломита, пересечение оолитов, ис-

копаемых структурных форм и т. д.

эвгедральными кристаллами доло-

мита, завуалированные палимпсе-

стовые признаки первоначально

кальцитовой, биокластической или

оолитовой структур, текстурный

контроль распределения доломита,

пересечение стратиграфических по-

верхностей поверхностью контакта

кальцит—доломит. Косвенным до-

казательством замещения служит

тот факт, что никакие организмы не

вырабатывают доломит; однако ра-

ковины или ракушечниковые рифо-

вые пласты целиком сложены доло-

митом.

Замещение доломитом происхо-

дило почти прн сохранении объемов

и не являлось замещением молекулы на молекулу. Для последнего тре-

буется повсеместное снижение объема со 100% к 88% при соответству-

ющем увеличении пористости. Штейдтман [312] показал, что известняки

и доломиты не сильно различаются по пористости, хотя Лзндес [191]

описал случай, когда только доломитовые участки формации являлись

пористыми (и нефтеносными). Пористость этих доломитов объяснялась

избирательным выносом кальцитовых компонентов из неполностью до-

ломитизированной породы [140].

Распад

MoO из морских или подземных вод твердого

* j ^ растюра

j первичный I I Замещения | | Крапчатый |

доломит

Рис. 10-50. Схема происхождения доло-

мита.

/ — арагоннтовый ил; оолиты; S-каль-

цилютнт; 4 — детрит;

S — калькаренит; S —

остатки скелетов беспозвоночных; 7 —био-

стромные и бногермные известняки

463-

Хотя происхождение многих, если не большинства, доломитов fe ре«

зультате замещения является установленным фактом, время замещения

остается не ясным. Оно могло происходить в обстановке осадконакоп-

ления до захоронения осадка. Примером могут служить древние доло-

митизированные рифы атолла Фунафути [174J. Замещение моглр иметь

место и после захоронения, но до воздымаиия, а также после захорове-

ния н воздымаиия. Принципиальным доказательством раннего замете*

ния служит стратиграфическое постоянство многих доломитовых плас-

тов. Трудно поверить, что тонкий пласт площадью во многие квадрат-

ные километры мог быть доломитизирован в результате циркуляции вод*,

в то время как выше и ниже залегающие пласты не испытывали их дей-

ствия. С другой стороны, поздняя доломитизация может быть доказана,

если распределение доломитов ограничено участками трещиноватости

или контролируется какими-либо иными структурными факторами. Дру-

гим аргументом в пользу поздней доломитизации является наблюде-

ние Дейли [66] —чем древнее породы, тем сильнее они обогащены маг-

нием. Чем древнее порода, тем более вероятен ее контакт с высокомаг-

иезиальными водами н ее доломитизация. Однако Дейли и некоторые

другие авторы [34] придерживались точки зрения о том, что состав

древних морей был иным, чем в более позднее время, и следовательно,

древние породы были более доломитовыми, чем молодые. Не остается

никаких сомнений в том, что доломиты образовались в результате как

ранних, так и более поздних процессов замещения.

Что являлось источником магния и какова была природа флюидов,

необходимых для замещения? Там, где доломитизация была частичной,

им мог явиться несмешивающийся, обогащенный магнием кальцит ор-

ганического происхождения. Некоторые водорослевые известняки содер-

жат MgCO

(до 24%) в виде твердого раствора в кальците. Извлечение

этого материала само по себе было бы недостаточным для превращения

известняка в доломит, но его могло быть достаточно для образования

рассеянных в известняке кристаллов доломита или, возможно, для об-

разования крапчатых доломитов. Таким образом, в тех случаях, когда

крапчатые доломиты превращались в твердые, присутствуют две гене-

рации доломита.

Для образования большинства доломитов было необходимо по-

ступление магния из внешних источников. Эпигенетическое замещение,

связанное с разломами и другими структурными факторами, вызыва-

лось действием содержащих магний связанных вод или циркуляцией

метеорных вод. Вероятно, более ранняя, синхронная с осадконакопле-

нием доломитизация является результатом взаимодействия известко-

вого карбонатного осадка и магнезиальной морской воды. Но если это

так, почему же тогда не все известковые осадки, контактирующие с

морской водой, превращаются в доломит? Экспериментальные работы

и наши наблюдения над современными доломитовыми формациями

показали, что доломитизирующие флюиды были гораздо сильнее обо-

гащены магнием, чем обычная морская вода. Возможно, что этими

флюидами являлись воды частично изолированных бассейнов, находя-

щихся, например, в условиях аридного климата, которые обогащались

магнием при постоянном подтоке вод нормальной солености и в

результате осаждения карбоната кальция и сульфатов. При такомтипе

обогащения должна была образовываться тяжелая рапа, которая про-

никала вннз через пористый осадок и доломитизнровала те осадки и

рифы, с которыми она контактировала. Эта «подточная» гипотеза при-

менялась сначала по отношению к формированию эвапоритов [178], »

464-

позднее Адамсом и Родсом [1] —к образованию доломитов. Ею объ-

ясняется образование доломитов и переднерифовых известняков. Тес-

ная связь многих рифов с эвапоритовыми минералами и отложениями

убеждает в правильности гипотезы образования рассолов и доломи-

тизации.

Не все доломиты, однако, обладают неопровержимыми признака-

ми замещения. Многие из них тонкозернистые, тонкослаицеватые,

содержат трещины усыхания, имеют косую слоистость, знаки ряби,

содержат ограниченный комплекс фауны, отличающийся от фауны,

содержащейся в известняках [321]. В некоторых случаях эти доломи-

ты имеют резкий контакт с известняками; известковый материал мо-

жет даже заполнять трещины в доломитовых илах, доломит может

также содержать известковые интракласты. Известковые строматоли-

ты могут быть окружены тонкослоистыми доломитами и не иметь ни-

каких следов замещения доломитом. Являются ли эти доломиты пер-

вичными в том смысле, что слагающие их зерна были доломитовыми

в момент формирования структуры породы? Разные исследователи

придерживаются концепции о первичности доломитов: Слосс [308]

указывал на эвапоритовое происхождение определенных тонкосланце-

ватых, совершенно не содержащих органических остатков доломитов,

тесно связанных со слоистым ангидритом; Сандо [285] пришел к по-

добным выводам по отношению к тонкослоистым доломитам, переслаи-

вающимся с известняками Бикмантаун (ордовик) штата Мэриленд.

Хотя в известняках Бикмантаун нет ангидрита, здесь был обнаружен

доломит с включениями мелкой галькн подстилающих известняков.

Трудно не согласиться с заключением о первичности этих доломитов.

Сарин [286] также считал, что доломиты нижней части свиты Бикман-

таун, ритмически переслаивающиеся с известняками, первичные. Стра-

хов [321] полагал, что доломиты могли осаждаться из «пересыщен-

ных» морских вод. Тонкое переслаивание доломитов с известняками,

при мощности слойков порядка 1 мм, указывает иа первичность доло-

митов [283].

Экспериментальные работы и наблюдения над современными до-

ломитами показали, что воды, из которых осаждался доломит, не яв-

лялись обычными морскими водами. Они, вероятно, были сильнее

обогащены магнием (по сравнению с кальцием) и имели повышенное

значение рН, а также температуру выше нормальной. По-видимому,

эти условия лучшим образом моглн быть реализованы в мелководных,

пересыщенных солью лагунах или приливно-отливных отмелях в об-

ластях с теплым аридным климатом. Повышенная соленость сдержи-

вала развитие нормальной фауны и вела к осаждению сопутствующих

эвапоритовых сульфатов; трещины усыхания и развитие строматоли-

тов— еще один признак мелководной или даже субаэральной обста-

новки. Периодическое опреснение вод вело к отложению известняков

с нормальной фауной.

Для более обширного обзора проблемы доломитов, кроме класси-

ческой работы Ван-Туйла [338], отсылаем также к работам Фэрбрид-

«а [90], Фридмана и Сандерса [108] й Мичарда [231], а также к ма-

териалам симпозиума [237].

Дедоломитизация. Хотя замещение известняков доломитами встре-

чается очень часто, обратный процесс, заключающийся в замещении

доломита кальцитом, редок. Замещение ромбиков доломита кальци-

том, называемое дедоломитизацией, установлено несколькими иссле-

дователями [298, 122, 88, 289]. Эвами привел блестящий пример заме-

465-

щения доломитовых порфиробластов кальцитовой мозаикой. Опыты

Де Гроота по дедоломитизации показали, что для протекания этого

процесса требуются растворы с высоким отношением кальция к маг-

нию, быстрое течение вод и температура до 50°С. Эти ограничения

отвечают приповерхностным условиям.

Другие замещения. В некоторых случаях при диагенезе известня-

ков происходит замещение их различными формами кремнезема и

реже замещение фосфатами, разнообразными железосодержащими

минералами, в особенности пиритом и другими веществами. Эти заме*

щения могут протекать весьма интенсивно и в некоторых случаях быть

полными; они рассмотрены преимущественно в разделах, посвященных

кремням, железосодержащим формациям и фосфоритам (гл. И).

Возможно, здесь следует отметить, что при обычных обстоятель-

ствах процесс замещения является результатом перераспределения

материалов, уже присутствующих в осадке, и не требует привноса их

извне. Это, в частности, справедливо для кремнезема. При диагенезе

кремнезем принимает различные формы, например, рассеянный кре-

мень, в частности, кремнезем с отпечатками доломита, кремневые

желваки, окремиелые ископаемые остатки, эвгедральиые кристаллы

кварца, в которых может быть, а может и отсутствовать обломочное

ядро, халцедоновые сферолиты и т. д. Многие аспекты диагенеза крем-

незема в известняках были описаны Уилсоном [351].

Диагенетический парагенезис

Как отмечалось, диагенетические изменения в известняках разно-

образны и сложны. В особых случаях можно установить время после-

довательных изменений — парагенезис [102]. Однако остается вопрос,

являются ли диагенетические преобразования общими для большин-

ства известняков нли каждая парагенетическая последовательность

фактически единственна в своем роде? Является ли временная связь

между кремнеземом и доломитом или между одной генерацией цемен-

та и другой, или между вторичным кальцитом и доломитом универ-

сальной или эти соотношения разнообразны и отражают историю

преобразования конкретного известняка? Возможно, доля истины есть

и в том, и в другом предположении. Арагонит почти всегда замещает-

ся кальцитом и никогда наоборот. В общем кальцит и (или) арагонит

замещаются доломитом. Доломит лишь очень редко замещается каль-

цитом и никогда арагонитом. Обогащенный магнием кальцит ведёт

к образованию обедненного магнием кальцита и никогда наоборот.

Как отмечал Фриман [101], порядок заполнения порового пространст-

ва таков, что за кальцитом следует доломит, обратного не бывает .Тем

не менее в настоящее время невозможно сформулировать нормальный

диагенетический ряд или даже указать различные пути, по которым

может протекать диагенез. Решение подобной задачи требует большо-

го объема исследований, касающихся того что происходило и, воз-

можно, лучшего теоретического понимания того, что могло произойти.

Зен [359] и Петерсон [247] предположили, что ассоциация мине-

ралов в некоторых, в особенности в тонкозернистых, известняках явля-

ется равновесной. Зен, изучавший осадки Перуанского желоба, пола-

гал, что химическое равновесие между несколькими глинистыми миие^

ралами и карбонатами достигается в достаточно короткое время. Если

это так, то многокомпонентная система средней сложности подобного

рода может быть с успехом проанализирована с использованием тер-

466-

модинамических методов. Петерсон применил этот подход к изучению

минеральной ассоциации верхнемиссисипских известняков штата Тен-

несси и пришел к заключению, что «ассоциация минералов образуется

за счет минерального парагенезиса, обусловленного первоначальным

валовым составом осадка». Эта концепция означает, что иыне присут-

ствующие глинистые минералы — результат установившегося равнове-

сия после отложения осадка, — не являются, таким образом, надеж-

ным индикатором материала источников сноса.

Фации известняков

Следует подчеркнуть различия между петрографией и фациями

известняков. Данная известковая формация, хотя и относящаяся к оп-

ределенному стратиграфическому подразделению, может содержать

несколько фаций. В ней могут быть фации от биогермных, возможно,

рифовых до ровнослоистых не рифовых. Специфические фации могут,

в свою очередь, состоять из одного илн нескольких типов пород, на-

пример, рифообразующих пород (баундстоны), внутренних глинистых

карманов, периферийных переднерифовых осадков, которые могут

быть представлены кальцирудитами и калькаренитами, а также суб-

аэральной фацией эоловых калькареиитов. Весьма важно распознавать

различные типы фаций карбонатного осадконакоплеиия, поскольку

они соответствуют различным палеообстановкам, в которых они сфор-

мировались, и различным типам пород, которыми они представлены.

Без сомнения, разнообразные фации в общем соответствуют не-

скольким различным типам обстановок, в которых они накапливались.

В настоящее время нет общего мнения по поводу классификации кар-

бонатных обстановок и отвечающих им фаций [104]. В целом выде-

ляется Две крупные категории: глубоководные и шельфовые фации.

Каждая из них, в свою очередь, подразделяется на более мелкие кате-

гории [350]. Мы приведем здесь краткий обзор наиболее типичных фа-

ций. Наша классификация основывается на физических различиях фа-

ций, на том, что мы можем непосредственно наблюдать, а не на обста-

ковках, в которых эти фации предположительно образовались. Одна-

ко мы указываем наиболее типичную обстановку, в которой предполо-

жительно формировалась рассматриваемая фация. Мы выделяем стро-

иатолитовую фацию (приливно-отливная полоса), биогермную фацию

(рифы окраин шельфа), косослоистую фацию (шельфовые бары, бан-

ки и эолианиты), аллодапическую, или сортированную фацию (глубо-

ководную), желваковую фацию, фацию писчего мела (пелагическую)

и эвапоритовую фацию (зарифовая лагуна и себха). Мы также рас-

сматриваем несколько пресноводных фаций.

Строматолитовая фация (припивио-отпивиой равиииы)

Строматолитовая фация названа так из-за наличия водорослевой

слоистости и водорослевых текстур. Это—фация, состоящая главным

образом из карбонатных илов. Обилие строматолитов, водорослевая

слоистость в совокупности с трещинами усыхания и другими подоб-

ными текстурами делают очевидным тот факт, что этн известняки от-

лагались в очень мелководной обстановке, некоторые из них образова-

лись в условиях приливно-отливной равнины и были подвержены

чередованию затопления и осушения. Эта обстановка характеризуется

разнообразием типов карбонатных пород и осадочных текстур.

467-

Действительно, приливно-отливная равнина- является местом на-

копления илов, а в районах с аридным климатом — областью пересы-

щенных солью вод. Аномально высокая соленость подавляет деятель-

ность зоопланктонного бентоса, который в противном случае разру-

шает водорослевый покров и препятствует росту строматолитов [111],

Таким же образом в приливных равнинах засушливых районов суще-

ствуют условия, благоприятные для образования доломитов и даже

для осаждения гипса или ангидрита. Поэтому строматолитовые фации

обычно ассоциируют как с доломитовыми, так и с эвапоритовыми

слоями.

Известняки Ныо-Маркет (ордовик) штата Мэриленд, описанные

Маттером [226], являются примером строматолитовой фации. Эту фа-

цию слагает шесть основных типов пород: тонкослоистые доломиты,

«полосчатые» породы, представленные переслаивающимися тонкими

пластами известняков и доломитов с волнистой слоистостью, «комко-

ватый» известняк, состоящий из прерывистых слоев или «комков» из-

вестняка, окруженного доломитом, строматолитовые известняки, иИ-

тракластовые и биокластовые известняки. Эти субфацин, по-видимому^

связаны с подчиненными обстановками внутри приливио-отливного

комплекса. Полагают, что комковатые известняки являются отложе-

ниями приливного марша (болота), слоистые доломиты относятся

к верхней части прнливно-отливной зоны, а «полосчатые» и стромато-

литовые породы — к внутренней части приливной зоны. Поскольку эти

субфации неоднократно повторяются, возможно, что происходило мно-

жество трансгрессий и регрессий приливно-отливиой зоны.

Особый интерес представляют осадочные текстуры. Трещины усы-

хания весьма многочисленны и указывают на неоднократное осушение

пород. Считают, что комковатые или желваковые известняки указы-

вают на обезвоживаиир. Строматолиты и связанные с ними «крупныр*

пустоты указывают на осадконакопление вблизи или выше поверхно-

сти раздела вода — воздух.

Те же типы пород находят в палеозойских известняковых форма-

циях Центральных Аппалачей и в других районах, например, группа

Коиокохинг [206] и Бикмантаун [285] в западных частях штатов

Мэриленд и Пенсильвания, в группе Элленбургер Техаса [59] и в до-

кембрнйской свите Рэидвилл [132] Северного Мичигана. Хотя отложе-

ния, формирующиеся в приливно-отливном комплексе, при постоянном

уровне моря незначительны по мощности, повторяющиеся регрессии и

наступления моря при постоянном опускании ведут к накоплению кар-

бонатов значительной общей мощности, например до 3000 м в Цен-

тральных Аппалачах.

Полный обзор карбонатов, накапливающихся в прибрежных и

приливно-отливных обстановках, дан Люсиа [214]. Тщательное иссле-

дование этих отложений показало, что имеются участки цикличного

осадконакопления [?46, 279]. См. раздел, посвященный анализу фа-

циальных обстановок в гл. 15, где обсуждаются регрессивные циклы

карбонатов приливно-отливных равнин.

Биогермная фация (рифы и другие органические постройки)

Определение термина биогерм было дано Камингсом и Шро-

ком [65]. Им называется любое куполо-холмо-линзоподобное или ка-

кое-либо иное округлое скопление пород, построенное исключительно

или главным образом придонными организмами и заключенное 8

обычные породы иного литологического состава. Некоторые исследо*

468-

ватели считают термин биогерм синонимом рифа, так как структуры,

ло отношению к которым был впервые применен этот термин, были

рифамн [208]. Если риф определяется как постройка, устойчивая к

действию волн (или потенциально устойчивая к действию волн), то

одни биогермы являются рифовыми, а другие нет. Сначала мы рас-

смотрим собственно рифы.

Рифы разнообразны по размерам и форме и подразделяются на

типы в зависимости от состава органических остатков. Они могут быть

частично или полностью сложены инкрустирующими или связывающи-

ми осадок водорослями, колониями строматопороидов и кораллов и

даже раковинами рудистов или устриц. Они могут быть представлены

единичными небольшими холмами, 1 или 2 м высотой, или впечатляю-

щими сооружениями, достигающими в поперечнике 1000 м и более и

в высоту 100 м и более.

Только в том случае, когда рифообразующие организмы связыва-

ют осадок и создают устойчивую к действию волн постройку, которая

возвышается над окружающим дном, отложения называются рифовы-

ми. Со временем постройка может выйти на поверхность и частично

стать субаэральной.

Силурийские рифы штатов Индиана [65], Иллинойс [208, 167] и

Висконсин [302], возможно, являются типичными ископаемыми рифа-

ми. Недавнее повторное изучение этих рифов показало, что их история

4)ыла более сложной, чем предполагалось ранее [329]. Эти постройки

состоят из массивного центрального купола, сложенного бесструктур-

ным доломитом с ископаемыми остатками (ядро рифа), окруженного

относительно узкой зоной (край рифа), сложенной четко слоистыми,

аернистыми, пористыми и местами содержащими органические остат-

ки отложениями, которые загибаются к ядру, постепенно переходят

в отложения ядра и круто падают от него (см. рис. 5-12). Периферий-

ные пласты постепенно переходят в горизонтальные, содержащие отно-

сительно небольшое количество окаменелостей породы межрифового

участка. Под действием эрозин массивное ядро часто превращается

в выступающий бугор или холм, известный как клин т.

Породами, слагающими подобные клинты, являются баундстоуны

или клинтиты (также биогермиты). Они представляют собой

рыхло скрепленный сетчатый каркас плотных доломитов, твердых и

жестких, которые благодаря жесткости каркаса придают рифовому

яолму прочность и устойчивость к эрозии. Ядро рнфа может содержать

линзовидные или неправильные скопления доломитизированного раку-

шечника, который, несмотря на хорошую цементацию, является до-

статочно пористым. Поры и каверны могут составлять до половины

всего объема породы. Пустоты покрыты друзовидиымн кристаллами

кальцита. Более крупные каверны покрыты скоплениями тонкослоис-

того ониксовидного кальцита, напоминающими натечные образования

пещер. Некоторые наиболее крупные карманы заполнены сланцеваты-

ми или массивными глинами. Некоторые каверны рифов, очевидно,

являются первичными, другие, судя по их форме, представляют собой

пустоты, оставшиеся после растворения окаменелостей, третьи, непра-

вильной формы каверны, образовались при растворении, не связанном

с органическими формами. Некоторые рифовые породы имеют вид

крупнообломочной брекчии.

В общем центральная часть рифового ядра лишена слоистости

или других текстур, за исключением строматактисного каркаса. На-

против, периферийные части имеют грубую стратификацию, которая

469-

постепенно в радиальном направлении от центра рифа переходит в χό*

рошо выраженную слоистость наклонных пластов по периферии рифа!

Породы ядра могут содержать большое количество органически*

остатков, но в некоторых случаях интенсивная доломитизация и рас-

творение могут, по-видимому, разрушить все органические формы»

В целом ископаемые остатки фауны присутствуют главным образом

в виде внутренних и наружных слепков, отпечатков и следов.

Некоторые наиболее крупные рифы имеют флексуру е небольшим

наклоном вниз, образованную пластами, находящимися под ядром ри-

фа, как если бы нижележащий пласт прогнулся под весом вышележа-

щих пород.

Фланговые пласты образуют узкую зону, концентрически окайм-

ляющую ядро рифа. Однако в редких случаях расположение этой зоиы

асимметрично и, возможно, отражает асимметричный рост рифа под

действием господствующих направлений ветров и течений [167]. Бо-

ковые пласты, сложенные слоистыми пористыми доломитами, погру-

жаются в направлении от центра рифа под углом 50° или более. Эти

наклонные пласты в одну сторону переходят в ядро рифа, а к перифе-

рии постепенно переходят в межрифовые известняки соседних терри-

торий. Большой наклон некоторых боковых пластов вызывается их

оползанием и уплотнением. Породы, слагающие боковые пласты, отли-

чаются четкой слоистостью, имеют однородную структуру и представ-

лены пористыми или кавернозными зернистыми доломитами с незна-

чительным количеством окаменелостей. По внешнему виду этот мате-

риал напоминает слабосцементированиый карбонатный песок. В дей-

ствительности он представляет собой детрит, образовавшийся при

измельчении материала, слагающего ядро биогерма. Местами в боко-

вых пластах имеются включения крупных обломков пористых, рифо-

вых пород без органических остатков. Если число этих включений до-

статочно велико, можно употреблять термин рифовая брекчия.

Пористость ядра и наклон боковых пластов делают риф потенциальной

ловушкой для нефти и газа. И действительно, ко многим ископаемым

рифам приурочены нефтяные залежи [212].

Рифы являлись островами интенсивной жизнедеятельности. Пер-

воначально их рост обусловливался наличием карбонатного материа-

ла, продуцируемого организмами, главным образом бентосом. Почти

сразу после возникновения рифы возвышаются над окружающей по-

верхностью дна. Когда они вырастают настолько, что попадают в зону

турбулентного движения волн, они теряют часть обломочного мате-

риала, который образует боковые пласты; эти отложения расширяют

рифовую платформу. Растущее ядро обычно расширяется и покрывает

фланговое обломочное обрамление. Окружающие риф участки диа,

никогда густо не заселяются организмами, и, по-видимому, накопление

осадков на них происходит медленно. Здесь накапливаются тонкие

карбонатные нлы и алевриты—продукты эрозии растущего рнфа,

а таюке непосредственно осужденные из морской воды карбонаты.

Исключение, возможно, составляют участки, близко расположенные

к рифу, где связанные с рифом турбулентные течения препятствуют

отложению тонкого материала. Поэтому в непосредственной близости

от рифа межрифовые пласты утоняются [208]. В некоторых случаях

грубые обломки выносятся с рифа турбиднтными потоками или в ре-

зультате оползания. Турбидитные течения могут переносить материал

на несколько десятков километров и образовывать четко выраженные-

конусы выноса обломочного материала [82].

470-

Наклон боковых пластов по мере удаления от центра рифа посте-

леино уменьшается и, в случаях с очень большими рифами, может

даже измениться иа противоположный. Пологий обратный наклон и

наличие окраинного прогиба, который окружает риф, объясняется по-

гружением толщи слоев тяжелого рифового сооружения и компенса-

ционным подъемом окружающих слоев [302].

Высокая пористость собственно рифовых пород способствует их

доломитизации, которая сильно изменяет рифовую породу и под дей-

ствием которой часто разрушаются органогенные постройки, характе-

ризующие риф. В настоящее время подобные рифовые постройки

имеют вид неправильных тел, сложенных массивными доломитами,

нарушающими однородную слоистость регионального стратиграфиче-

ского разреза.

Поскольку существование рифостроящих организмов ограничено

глубиной и температурой, образование рифов происходит только при

наличии условий, благоприятных для роста рифовой колонии. Рифы

встречаются в виде поясов, расположение которых, по-видимому, кон-

тролируется глубиной. Перемещение береговой линии, связанное

с трансгрессией или регрессией моря, ведет к миграции рифового

пояса [201]. Достаточно часто лагуны между рифовым поясом и бере-

говой линией сильно засолоняются и становятся местом накопления

солеиосных отложений.

Ископаемые рифы широко распространены во времени и простран-

стве. К наиболее известным силурийским рифам относятся рифы Ве-

ликих Озер, описанные выше, и рифы о. Готланд [222, 224]. Девонские

рифы провинции Альберта нефтеносны, они интенсивно разбурены и

изучены [180]. Хорошо известны

также палеозойские рифы Бельгии

[195], девонские рифы Восточно-

Рейнских Сланцевых гор [183], а

также гор Гарца в ГДР и ФРГ

[100] (рис. 10-51), миссисипский

ишанковый риф на юго-западе Со-

единенных Штатов [259], а также

нижнекаменноугольные Уолсорт-

ские рифовые холмы в Ирландии

[197] и Англии [245]. Пермский

рифовый комплекс Гваделупских

гор штатов Техас и Ныо-Мексико

[241] является классическим при-

мером рифа и связанных с ним

осадков. Нижнемеловые рудисто-

вые рифы былн описаны в южном

Техасе [134]. Третичные рифы

о. Гуам были детально изучены

[288]. Литература, посвященная

Древним и современным рифам, го-

раздо обширнее, чем приведенный

древним рифам было сделано Хаддингом [137] и Твенхофелом

|337j. Библиография приведена в работах Пага [264] и Миллимана

Не все биогермные тела, сложенные известняками и доломитами,

являются рифами. Некоторые биогермы, представлены ограниченными

по распространению и устойчивыми во времени фациямн, но они ни-

Рнс. 10-51. Реконструкция первоначаль-

ных размеров рифового комплекса Ат-

теидори, ФРГ, до варисцийской склад-

чатости. По [183].

J — край ρκφαι 3—передовой риф: 3 — тыло-

вой риф

здесь перечень. Обобщение по

471-