Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

— U

Рнс 15-11. Увеличение зернистоста вверх по разрезу в циклах дельты,

наступающей в сторону моря; пачка Монтебелло формации Махантаи- —

го (девой), штат Пеисильаания (по данным геологической съемки про-

веденной студентами Университета Джона Гопкииса).

/-темные глнянстые сланцы: 2 —алеаролнтовые турбнднты с градационной

слоистостью; 3 — тонкослоистые алевролиты; i — грубозернистый песчаник 5 —

песчаник с ходами червей; 6 —железняк «к

Характер песчаников отражает до некоторой степени

обмеление бассейна и усиление турбулентности. Вверх по

разрезу возрастает не только размер зерен, ио и зрелость

песка. В самой верхней части пески представлены наибо-

лее чистой разностью и характеризуются наибольшей ока-

танностью. Наименее устойчивые обломки пород удалены,

и пески обогащены кварцем. В результате картирования

косой слоистости установлены системы радиального рас-

сеяния, что хорошо согласуется с концепцией дельтового

происхождения этих отложений.

Цикличность с увеличением зернистости вверх по раз-

резу цикла интерпретируется как результат наращивания

дельты в сторону мелководного моря (рис. 15-12). Перво-

начальная глубина моря более илн менее соответствовала

мощности цикла — примерно от 30 до 100 м. Базальные

глины являются продельтовыми, осаждающимися из взве-

си в спокойных водах ниже базиса волнового слоя. Перио-

дически продельтовая обстановка нарушалась мутьевыми

потоками, низвергавшимися с краевой зоны дельты и при-

носившими тонкозернистый песок н перемещенные облом-

кн раковин. Продельтовые глины сменяются алевритовым,

а затем и песчаным материалом фронта дельтв!. Последо-

вательное обмеление приводит к изменению текстур и

мощности прослоев. Активная бентосная фауна, питавшая-

ся доииыми осадками, нарушает наиболее тонкую слоис-

тость. Такая слоистость сохраняется только в турбиди-

тах — продуктах почти мгновенной седиментации. В конце концов

обмеление и интенсивные течения приводят к образованию косой сло-

истости и появлению более прочной дониой фауны. Разрез цикла закан-

чивается внезапным перерывом, который, по-видимому, объясняется

тем, что русло, обеспечивавшее разрастание дельтовой части, где-то вы-

ше по течению было отчленено и течение прекратилось. Этап осадкона-

копления сменился этапом отсутствия такового. Дальнейшее постепенное

прогибание могло возобновиться лишь тогда, когда река вновь верну-

лась в данный район. Ко времени отсутствия осадконакопления отно-

сятся следы червей и моллюсков и ожелезнение. Перемещения дельт и

продолжительное прогибание приводят к наложению друг иа друга се-

рии циклов и к накоплению толщи осадков мощностью свыше 300 м.

Такой процесс повторяемого становления и отшнуровывания дельт ха-

рактерен и для многих современных дельт (рис. 15-13). Как отмеча-

лось Кайзером [88], наиболее близким современным аналогом палео-

дельты Монтебелло является дельта р. Роны [134].

Идеальный цикл нередко различным образом видионзменен. Его

мощность может быть значительно уменьшена за счет сокращения мощ-

ности или полного исчезновения продельтовой, глинистой, части цикла.

Возможно и увеличение мощности цикла за счет появления в его верх-

ней части исключительно субаэральной аллювиальной пачки. Эти вари-

693-

ации зависят от частоты и продолжительности миграции дельт й реги-

онального погружения. Эти и другие особенности дельтовой цикличное-:

тн рассматриваются в работах де Раафа, Ридинга и Уолкера [143] и

Кайзера [87]. Другие примеры дельтовых циклов с увеличением зернис-

тости вверх по разрезу описаны Охада [132], Охада и Фудзияма [133]

и Ридиигом [144].

Рис. 15-12. Миграция обстановок осадконакоплеиия в сторону моря в крупной кон-

структивной дельте. По [Scruton, 1960; Recent sediments of north. Western Gult of

Mexico, Fig. 9].

1 — субаэральный марш н аллювий: 2—пескн шельфовой платформы: 3 —пески и алеврн-гы склм

на дельты; 4 — продельтовые глины; S — первоначальная поверхность осадхояахоплевня, 6— по-"

верхпость осадконакопления; 7 — стратиграфические поверхности

Рпс. 15-13. Дельтовые поля (языки) дельтовой системы р. Миссисипи. По Фишеру Л

Мак-Говену [1969, Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol. v. 53. Fig 6]

Междельтовые прибрежные обстановки

Уже давно признано, что в результате морских трансгрессий нлш

регрессий в определенной последовательности формируются характер-

ные разрезы. В общем регрессивные серии фиксируются в геологиче*

ской летописи чаще, чем трансгрессивные; трансгрессии, хотя это Hi

столь же распространенное явление, как и регрессии, оставляют в гесн-

логической летописи менее явные следы либо вообще не оставляют их.

Рассмотрим сначала обстановку осадконакопления и кластическчёг

осадки, связанные с регрессиями.

Регрессии представляют собой наступление суши на море вусловиял

прекращения или резкого замедления прогибания при интенсивном

осадкоиакоплении. Возможны две модели. Одна из них затрагиваем

рассмотренные выше дельтовые условия, в которых осадконакопленнв

проходит очень быстро. Морская обстановка нарушается в результату

поступления огромного количества осадков, которые формируют быстрй

наступающую дельту. Другая модель характеризует междельтовый ком!

плекс берег—бар. Хотя осадконакопленне в этих условиях происчодт!

не столь бурно, в конечном итоге, как и в дельтовой обстановке, осадки

отлагаются в упорядоченной последовательности, начиная с мелковод!

ных морских алевролитов и глин, за которыми следуют прибрежные фа^

цни — пески береювою бара; последние, в свою очередь, сменяются

осадками приливных лагун и маршей, а заканчивается разрез континен·;

тальными аллювиальными отложениями. Рассмотрим вкратце харак

терные разрезы н субобстановки, совокупность которых составляет меж*

дельтовую регрессивную модель.

Регрессивные разрезы и обстановки их осадконакопления изучались

весьма обстоятельно как в современных, так и в древних осадках Изут

чение современных аллювиальных и дельтовых равнин, а также ком*

<694

плекса барьерных островов проводилось в числе других исследователь-

ской группой компании «Шелл» в Техасе [19], группой компании «Датч»

в Нидерландах [171, 172] и Западно-Германским институтом в Виль-

гельмсхафене [148] Хорошая сводка по отложениям береговых валов

составлена недавно Диккинсоном, Беррихиллом и Холмсом [47].

Междельтовый комплекс развит вдоль линейных отрезков берего-

вой линии, заключенных между дельтами, и включает в себя илистые

отмели, пляжевые береговые валы на пляжевых отмелях, барьерные

острова, отложения лагун и приливных каналов или проток. Он встре-

чается также вдоль обращенной к морю кромки прибрежной равнины,

дренированной многочисленными мелкими реками, но лишенной сколь-

ко-нибудь значительных по разме-

рам дельт.

Большая часть этих осадков

приносится с суши, однако в неболь-

ших количествах поступает и мате-

риал, образовавшийся в морской

обстановке. Осадки, принесенные в

море крупными и мелкими реками,

рассеиваются по площади морскими

течениями. Пески, мигрирующие в

прибрежную зону, накапливаются в

виде береговых валов и барьерных

пляжевых островов. Илистые части-

цы переносятся во взвешенном со-

стоянии и отчасти выносятся в море,

а отчасти скапливаются в лагунно-

маршевых участках между барьер-

ными островами и собственно сушей.

Береговые бары. Барьерные ост-

рова отделяют мелководную мор-

скую обстановку от лагун и маршей. Обращенная к морю сторона бара

является зоной аккреции (наращивания) песка, поэтому рост бара про-

исходит в сторону моря. Грубые пески отлагаются на пляжевой отмели

я в верхней части обращенного к берегу склона бара, в нижней части

этого склона накапливаются тонкозернистые пески. Алевриты и глииы

аккумулируются в более мористой зоне, на дне примыкающей к бару

части шельфа. По мере роста бара в сторону моря он захватывает зону

примыкающей части шельфа и таким образом, подобно наступающей

дельте, генерирует цикл с увеличением зернистости вверх по разрезу

(рис. 15-14). Выступающая над водой часть бара может быть перера-

ботана ветром, в результате чего образуются дюны.

Барьерные острова разделяются приливными протоками, по кото-

рым во время прилива в лагуну заносится песок. Поскольку приливное

течение замедляется при входе в лагуну, перенесенный им песок обра-

зует приливную дельту, обращенную к берегу.

Если регион в целом испытывает медленное опускание, бар нара-

щивается ие только в сторону моря, ио и сверху. Более древняя, обра-

щенная к берегу часть бара, напротив, опускается н, в свою очередь, по-

крывается лагунно-маршевым комплексом. Эти процессы приводят к

образованию типично регрессивной серии (рис. 15-15). Таким образом,

пляжевые пески образуют расширяющийся покров, который трансгрес-

сивно перекрывает стратиграфические поверхности. Его наращивание

происходит за счет одновозрастного бара. Одним из наиболее час-

V CZ]

EZ> ED

1.6

3,2 км

Рис. 15-14. Профиль, о. Галвестон, Те-

хас, наступающего в сторону моря. По

Бернару Ε др. [1962, Geology of Gulf

Coast and central Texas, Houston Geol.

Soc. Fig 12.А].

1 — осадкн лагуны н барьерного ocrpoaa (?):

2 — прнбрежно-морскне фацнн осадков; 3 —

тонкозерннстыП песок; 4 — очень тонкозерни-

стый песок; S — грубый алеврит

695-

то приводимых примеров такой схемы осадконакопления являются верх-

немеловые отложения Скалистых гор иа западе США [169, 196, 78]

(рис. 15-16). Здесь сохранились как регрессивные, так и трансгрессив-

ные серии. Поледиие характеризуются обратной последовательностью!

и имеют, как правило, меньшую (по сравнению с регрессивными серн-*

ями) мощность, а в некоторых места* они вообще отсутствуют.

Текстуры пляжевых отложений были объектом тщательного изуче-

ния. Из работ, опубликованных в последнее время, следует упомянуть

статьи Клифтона, Хантера и Филлипса [40], Хойта и Вайнера [81],

Мак-Ки [116]; среди более ранних исследований заслуживает внимания

работа Томпсона [179]. Наиболее характерной чертой пляжевых отло-ί

жений является, по-внднмому, пляжевая слоистость, которая обычно

бывает ровной, однако мощность слоев изменчива. Часто отмечается

Рис. 15-15. Рост регрессивного песчаного покрова за счет

миграции берегового бара в сторону моря в процессе медлен-

ного опускания. По [78)

полосчатая текстура, обусловленная россыпеобразными концентрациями

тяжелых минералов. Слои наклонены в сторону моря под углом, редко

превышающим 10°. На современных пляжах часто встречаются обломки

раковин. Хотя структурные признаки (см. гл. 3) часто использовались

прн попытках идентификации пляжевых песков, наилучшим критерием

для этого является их положение в регрессивной серии между морски-

ми глинами и песками и глинами солоноватых лагун, а также их внут-

ренние текстуры.

Хорошим примером квалифицированно описанного «ископаемого»

пляжа может служить верхнемеловая формация Кау-Крик [173].

Лагуна и приливный марш. Позади берегового бара располагается

лагуна или марш, в которых накапливаются тонкозернистые осадки.

Эта обстановка подвержена влияниям приливов и характеризуется от-

ложениями краевых участков приливной полосы и приливных проток.

В зависимости от климата, положения приливных проток и других фак-

торов лагунные отложения могут быть различны по типу и мощности.

Обычно они представлены алевритами и илами с некоторой примесью

песков вблизи приливных проток, а в маршевых участках орган J4ec-

ким илом или торфом (в древних отложениях — углем). Если воды ла-

гуны солоноватые, то фауна отличается От содержащейся в подстилаю-

щих баровые песчаники морских глинах. Характерными чертами явля-

ются обилие растительных остатков и биотурбация. В аридных регионах

вода в лагунах более соленая н осадки существенно отличаются по со-

ставу и текстурным особенностям [116, 156]. Здесь могут присутствовать

эвапориты, илы с желваками гипса и оолитовые известняки.

Приливные каналы характеризуются остаточными концентрациями

ракушняка и внутриформационными обломками глинистых пород.

<696

Некоторые лагуны становятся зоной разгрузки крупных рек и их

дельт. Местами такие дельты могут разрастаться до барьерных остро-

вов, перерезая лагуну пополам.

Наступающие илистые прибрежные отложения. Если по какой-либо

причине песок поступает в очень малых количествах, то барьерные ос-

трова не образуются и между сушей и морем располагается илистая и

заболоченная иизина. Если в иле содержится достаточное количество

Формация

Форт-Юниоя

АЙДАХО

ВАЙОМИНГ

КОЛОРАДО

АРИЗОНА нью-

МЕКСИКО УУ

Песчаник

дакота

Рнс. 15-16. Схематические геологические разрезы верхнего мела. По [161].

?— угленосные фации: /— песчаников больше, чем глинистых сланцев (аллювий): 2 — глинистых

сланцев больше, чем песчаннкоа (лагуна); 3 — покровные песченые фацня (береговой бар); Л —

фацня слоистых глинистых сланцев (открытое море)

песка, то за счет переработки и перемывания этих осадков на обращен-

ном к морю краю низнны образуется невысокий пляжевый вал. За ним

в направлении моря может образоваться новая илистая низина. В этом

случае формирование пляжа прекращается. Повторяющийся процесс

поступления илистого материала, его переработки и образования пля-

жевого бара обусловливает формирование грядово-ложбииной прибреж-

ной равинны, которая представляет собой чередование параллельных

отмерших береговых баров с обширными низменными заболоченными

зонами. Таким образом, возраст невысоких песчаных пляжевых баров

697-

в направлении моря последовательно омолаживается. Описание грядо»-

во-ложбинных прибрежных равнин, их происхождения и эволюции сок

держится в работах Бирна, ле Роя и Райли [34], а также Гоулда if

Мак-Фэрлана [70].

Если песка недостаточно для того, чтобы образовались береговые)

бары, накопленные осадки почти полностью представлены илами »

алевритами частью морского, частью континентального происхождения'.

Последние могут циклически чередоваться, как это наблюдалось Уоке*

ром н Хармсом [187] в верхнем девоне Центральной Пенсильвании, где

указанные авторы описали около 25 таких циклов, названных ими «Μοί

тивами». Мощность их колеблется от 4 до 45 м.

Приливная равнина и приливные осадочные циклы. Некоторые

прибрежные районы, в особенности эстуарии, в значительной степенна

подвержены влиянию приливных течений и представляют собой зоны*

где перемещаются и накапливаются в основном пески. Такая деятель··

ность приливов в особенности хорошо выражена в тех эстуариях*

где они обладают большой силой и высокой скоростью. В таких услог

виях образуются песчаные тела приливного происхождения. Некоторые»

из ннх имеют линзообразную форму, другие характеризуются значиу

тельной протяженностью. Размер зерен, как правило, убывает вверх nds

разрезу; базальный же слой представлен обычно галечником. Характер-а

на хорошо выраженная косая слоистость, образующая неправильным

перистые текстуры типа «рыбьего скелета». Роза течений, построенная

по данным азимутов косой слоистости, имеет характерный рисунок тип as

бантика [147, 178].

Клейн [93] считает, что многие ортокварциты были отложены в

приливной обстановке и именно приливными течениями. Он приводит!

много примеров предполагаемого приливного осадконакопления древних

кварцитов [95] и постулирует приливный цикл с преобладающим уменН

шением зернистости вверх по разрезу, напоминающий аллювиальный

цикл с аналогичной тенденцией. На основании изучения скоплений с та4

кой цикличностью он производил оценку масштаба и силы налеоприли-?

вов [94].

Карбонатный шельфовый комплекс

При отсутствии обломочного материала в прибрежной зоне и в при-

легающей мелководной части моря могут накапливаться карбонатные

осадки. Зона карбонатного осадконакопления может быть очень широ-{

кой (до 100 км и более) и очень мелководной. Примерами современного]

шельфа служат шельф Флориды и юкатанский шельф в Мексике. Круп-З

ная зона карбонатного шельфа существовала в Аппалачском регионе иа|

протяжении всего раннего палеозоя.

Карбонатный шельф или платформа представляет собой комплекс^

микрообстановок, включая рифы краевой части шельфа зарифовые ла-

гуны и изолированные рифы, карбонатные банки в пределах собственно!

шельфа, карбонатные приливные зоны, околошельфовые карбонатный

турбиднты и (при благоприятных условиях) карбонатные эолианиты*.

В наши намерения не входит давать здесь обзор всех аспектов обшир-

нейшей литературы о карбонатном шельфовом комплексе. Геометрия?

рифов рассмотрена нами в гл. 5, а в гл. 10 дан краткий обзор современ-»

ных карбонатных осадков, их петрографии и фаций карбонатного осад-

* Дюнные пески, отложенные ветром и сцементированные карбонатным иемеа-

том. — Прим пере в.

<698

конакопления. Поэтому в данной главе мы остановимся только на

стратиграфических разрезах, сформировавшихся в процессе роста кар-

бонатного шельфа. Вначале мы рассмотрим карбонатную приливио-от-

ливную равнину и образовавшиеся в ее пределах разрезы, а затем

перейдем к разрезам, накопленным в приливно-отливной обстановке

в условиях повышенной аридности, к так называемому себховому циклу.

Цикличность разреза приливной равнины. Тщательное изучение не-

которых известняков показывает, что им свойствен характерный, обыч-

но легко распознаваемый тип цикличности осадконакопления [154, 136].

Хорошо выраженные циклы установлены, например, для кембрийских

известняков Конкочнч в западной части штата Мэриленд и прилегаю-

щей части штата Пенсильвания (рнс. 15-17). В этих отложениях осно-

вание цикла представлено местами тонкослоистым, местами грубосло-

истым плоскогалечным внутриформациоиным конгломератом. Грубо-

обломочный материал конгломерата образует скелет породы, а проме-

жуточные пространства заполнены пелоидами и осколками окаменелос-

тей. Все это сцементировано шпатовидным кальцитовым цементом. Вы-

ше залегает слой калькаренита, сложенного пелоидами, ооидами и ске-

летными обломками. Различные куполо- н пальцеобразные строматоли-

ты также присутствуют в этой пачке. Этот пласт, в свою очередь, пере-

крывается тонкослоистыми, листоватыми известняками (от микритовых

до пелоидальных), образующими волнистые слои или линзы, в которых

участки мелкомасштабной косой слоистости перемежаются с тонкими

пропласткам нечистого доломита. Выше залегает пласт, представленный

очень тонкочередующнмися пропластками калзЦита и доломита с ха-

рактерными трещинами усыхания. По-видимому, эти пропластки

имеют водорослевое происхождение. Вверх по разрезу эти переслаиваю-

щиеся осадки переходят в пласт доломита, местами содержащий жел-

ваки гипса. В этом криптоводорослсвом доломите встречаются линзы

кварцевого песка, местами образующие довольно протяженные, хотя и

маломощные прослои, которые и завершают разрез цикла.

Такая последовательность пластов интерпретируется Хеппом [76]

как регрессивный цикл приливной равнины, начинающийся с нижне-

приливного (морского) внутриформацнонного конгломерата, за которыми

следуют нижне- илн среднепрнливные строматолитовые слои, и закан-

чивающийся верхнепрнливиымн отложения типа себхи, в которых могут

встречаться перенесенные ветром пески. Предположительно такой раз-

рез автоцнкличен. Чередование таких многократно повторяющихся цик-

лов может слагать карбонатные толщи мощностью порядка 1000 м, хотя

мощность отдельных циклов может не превышать нескольких метров.

Подобное происхождение имеет большая часть сохранившегося кембро-

ордовикского разреза мощностью около 3000 м [50, 121, 136, 158].

Характер осадконакопления, свойственный формации Коиокочич в

Центральных Аппалачах, довольно широко распространен, в особеннос-

ти в породах нижнего палеозоя и верхнего докембрия. Например, сход-

ной литологией характеризуются докембрийские доломиты Рэндвилл на

Северном полуострове оз. Мичиган [71].

Себховый цикл. Возможно, доломитовая фацня является в большей

степени вторичной, диагенетической, чем, первичной, или седиментоло-

гической. Тем не менее, как отмечалось при характеристике распростра-

нения доломитов, это обычно географически определенная и легко кар-

тируемая фация, для которой характерно смещение в сторону береговой

линии по сравнению с ассоциирующими известняками. В тех же случаях,

когда доломиты тесно связаны с эвапоритовыми минералами или осад-

699-

ками, они, конечно же, являются ярко выраженной седиментологйчеф

кой фацией.

Одним из примеров эвапорито-доломитовой фации является верхнв

пермская Беллерфонская формация Альпийского региона в Северно,

Италии [28]. Здесь доломиты и гипсы переслаиваются в виде ДНКЛОЕ

каждый из которых состоит из нижнего доломитового и верхнего гипсе

вого слоя. Эти циклы, мощность которых в среднем составляет около 3 м

интерпретируются как продукт наступающего в сторону моря комплекс;

«мелководная лагуна — себха». Самый нижний прослой доломита ииж

неприливный; слоистый, желваковый и «тонкопроволочный» (chicken

wire) гипс верхнего слоя образовался выше уровня воды, в условия;

Рис. 15-17. Генерализованная схема цикличности известняков Коиокочнч (кембрий^

Мэриленд. По [154].

Типы пород в циклах: I—внутриформационные известняковые конгломераты с калькареиитовые

матрнксом; 2— строматолитовые известняки с калькареннтамп и оолитамп; 3—чередование пс

ннстых слоев известняков и доломитов с мощностью прослоев 1—2,5 см («ленточные породы»)!

4 — псрссланввющнеся известняки н доломиты; 5 — тонкослоистые доломпты с желваками гипс*

6 — кварцевыП пссок

Рис. 15-18. «Модальный» (наиболее часто встречающийся) цикл беллефоиског!

(пермь) эвапоритового разреза в Северной Италии. По [28].

А —доломит тониослонстыЛ. серый, землистый, с ходами червей н пустотами, местами с прослой

ми темных глинистых сланцев; Б —массивный, черный, песчанистый доломит с обилием гншхй

вых желавков; В—слонсто-желваковый nine; редкие прослон и линзы доломитов; Г —масси»ны|

гнпс, от «тонкопроволочного» до неравномерно-слоистого

полностью обнаженной себхн. Идеальный цикл изображен на рис. 15-Ш

Хотя неясно, являются ли доломиты первичными осадками или резулъ!

татом конседиментационного замещения, но в любом случае оии сос

тавляют четко выраженную карбонатную фацию. Эта фация, по-видимга

му, типична для геологической летописи; она наблюдается в верхней-

триасовой формации Райбл в Южных Альпах, в верхнетриасово^

формации Бурано в Центральных Апеннинах и, возможно, присутствуй

в каменноугольных отложениях Шпицбергена [28]. I

Рифовый цикл. В меньшей степени документирован рифовым цикл

Лауэнстам [110, 111] пересмотрел в некоторых вопросах свою концеп]

цию происхождения и развития Ниагарских рнфов (силур) в район*

Великих Озер. Хотя он и не дает формулировки понятия «рифовых цнкз

лов», но указывает предполагаемую последовательность осадков н фа

<700

уны, которые должны отлагаться по мере роста рифа до стадии его

зрелости. Рост рифа по этой концепции начинается ииже волновой зоны;

зарождающийся риф расположен на субстрате, сложенном известковис-

тыми красными и зелеными глинистыми сланцами. По мере своего рос-

та риф достигает зоны действия волн, и его ядро начинает поставлять

известково-обломочный материал, который накапливается в виде посто-

янного расширяющегося шлейфа. Ядро также стремится расшириться и

перекрыть эти окаймляющие осадки. Если риф обнажается над водой,

некоторая часть обломочного материала попадает обратно на поверх-

ность рифа, образуя пляжи и даже дюиы.

На основании этой концепции и до некоторой степени в зависимости

от положения относительно ядра рифа можно ожидать следующую вер-

тикальную последовательность снизу вверх: подстилающие известковые

глинистые сланцы, окаймляющие слои обломочного материала с пер-

вично крутыми углами падения, собственно рифовая порода, эолиаииты

и пляжевый известковистый песчаник. Такие разрезы (или очень близ-

кие к ним) в действительности наблюдались в скважинах, вскрывав-

ших морские рифовые структуры в силурийских отложениях Южного

Иллинойса [111].

Разрастание карбонатного шельфа в целом может привести к миг-

рации обрамленного рифами края шельфа в сторону моря, так что бо-

лее древние рифы перекрываются лагунными фациями с их одиночными

рифами и, возможно, даже эвапоритами. По-видимому, такая ситуация

характерна для гваделупских рифов (пермь) Техаса и Нью-Мекснко

[92, 130].

Морские обстановки

При рассмотрении прибрежных обстановок и осадков мы уже

затронули ряд смежных обстановок и осадков, характеризующих мел-

ководные морские условия; например: глины продельтовой зоны; глины,

окаймляющие со стороны моря барьерные острова; слои, окаймляющие

известняковые рифы и шельфы. Нам остается рассмотреть морскую об-

становку в целом как комплекс мелководных и глубоководных осадков

и их последовательности.

Мелководные морские осадки. Многие из современных так называ-

емых морских покровных песков в действительности являются перера-

ботанными аллювиальными песками, затопленными в результате по-

слеледникового повышения уровня моря. Многие из древних покровных

песков — это всего лишь результат латеральной аккреции, т. е. матери-

ал наступающих на море пляжевых и барьерных островов. Поэтому фор-

мация песчаников пересекает стратиграфические поверхности (см. рис.

15-15). Вероятно, глины — преобладающий продукт осадконакопления

в прибрежно-морских удаленных от берега мелководных условиях.

Глубокоиодные морские отложения бассейна содержат, однако, су-

щественные компоненты песка и даже гравия. Последние относятся к

турбидитовой фации.

Турбидитовые (градационно-слоистые) фации. Некоторые мощные

осадочные толщи характеризуются ритмическим чередованием относи-

тельно маломощных песчаников с глинистыми прослоями такой же мощ-

ности. Такие толщи могут варьировать по составу от почти полностью

песчаных с тонкими прослойками глинистых сланцев до преимуществен-

но глинистых, содержащих рассеянные тонкие прослон песчаников.

Каждый песчаный прослой имеет редкую нижнюю границу нередко

701-

с различными подошвенными знаками (в особенности совковидными и

желобообразнымн рифлеными выемками) и менее четкую верхнюю гра-

ницу. Эти песчаники характеризуются замечательной выдержанностью

по простиранию и мощности. Обычно они характеризуются постепенным

уменьшением зернистости вверх по разрезу и обладают характерной

внутренней последовательностью текстур — циклом Боума [29].

Полный цикл Боума (см. рис. 4-20) состоит из пяти подразделений.

Нижнее (А) может быть с градационной слоистостью нли массивным.

Оно перекрывается тонкослоистым подразделением (Б), иа котором за-

легает подразделение (В) с характерной мелкомасштабной косой сло-

истостью знаков ряби, в отдельных случаях переходящей в коиволют-

ную слоистость. Два верхних подразделения (Г и Д) в обнажениях ред-

ко удается отделить друг от друга. Они представлены главным образом

аргиллитами или глинистыми сланцами. Не все песчаные слои харак-

теризуются полнотой цикла. Наиболее типично выпадение из разреза

нижних подразделений песчаного цикла. Тот илн иной слой может начи-

наться с тонкослоистого подразделения (Б) или с имеющего следы ряби

интервала В. Несмотря иа эти выпадения из разреза, инверсия после-,

довательности нескольких подразделений встречается очень редко.

Такие фации песчаников с градационной слоистостью характерны

для так называемых флишевых отложений. Их происхождение долгое

время оставалось неясным. Однако в 1950 г. Кюнен и Миглиорини [102]

опубликовали свою работу, ныне ставшую классической, где они показа-

ли, что эти фации — продукт мутьевых потоков. Аргументы в пользу этой

гипотезы, приведенные в деталях этими, а впоследствии и рядом других

авторов, вкратце суммированы нами в гл. 4, в разделе, посвященном

градационной слоистости. История этого вопроса детально изложена

Уолкером [186]. Считается, что отложение песчаных пластов обусловле-

но деятельностью подводных мутьевых потоков, т. е. жидких илов, со-]

держащих песок во взвешенном состоянии и обладающих свойствами^

тяжелой жидкости, которая способна течь под слоем чистой воды. Это®

материал, первоначально отложенный на мелководье, перемещаетси пол-

действием оползания, что порождает мутьевой поток, стекающий внизnOj

склону на относительно большое расстояние в сравнительно глубоковод-1

ную зону. По мере того, как ослабезает сила потока, происходит осад·

конакопление в последовательности, которая обусловливает закономер-ι

ное чередование текстур, характеризующих цикл Боума. Короче говоря;

песчаники отражают результат кратковременных событий, в процессе

KOij

торых грубозернистый материал периодически поступал в чуждую емм

среду; характерными, фоновыми осадками этой среды являются тон*|

чайшие илы. Согласно грубой оценке, основанной на предполагаемой

скорости осадконакопления фоновых осадков, события, вызывающий

перемещение и накопление песчаников, происходят через значительны^

интервалы времени, возможно раз в тысячу лет [99, 174].

Биологические характеристики турбидитов, коль скоро приход

дится о них говорить, поддерживают эту концепцию происхождения

последних. Классическое исследование Нэтленда и Кюнена [128] пока4

зало, что микрофаунистические формы пластового интервала Д в пли·]

оценовых турбидитах бассейна Вентура в Калифорнии свидетельству

ют о глубине моря более 1000 м, тогда как фораминиферы в песчаника»

тех же отложений характерны для очень мелководной зоны. Следы жиз·

недеятельности в турбидитах указывают на питание зоопланктона фито-

планктоном и свойственны фациям, которые Зейлахер [159] называл

нереитовыми и считал характерными для глубоких и спокойных вод

<702