Уилсон Дж.Л. Карбонатные фации в геологической истории
Подождите немного. Документ загружается.
шло
карбонатообразование.
Отложения
Южного
шельфа
современного
Персидского
залива
характеризуются
содержанием
до
10%
таких
зе
рен,
снесенных
с
крупных
песчаных
дюн
в
море
вдоль
южного
берега
п-ова
Катар
[Шинн,
в
работе
297].
Кварцевые
зерна.
настолько
устой
чивы,
что
могут
широко
распространяться
в
карбонатной
среде
без
заметного
износа
или
растворения.
Другим
типом
силикатных
обломочных
зерен
карбонатн~х
пород
являются
угловатые
кварц
и
полевые
шпаты
алевритовой
размерности;
по-видимому,
они
принесены
ветром.
Моделью
снова
является
режим
осадконакопления
в
Персидеком
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)
при
несена
ветром.
В
геологической
летописи
могут
отмечаться
такие
алевриты
как
горизонты
концентрации
в
отложениях
приливно-отлив
ной
зоны,
где
часто.
встречаются
также
округленные,
матированные
песчаные
зерна
кварца
и
примеси
(следы)
тория
обломочного
проис
хождения.
Эти
толщи
отличаются
по
четким
гамма-максимумам.
На
эоловое
происхождение
радиоактивного
обломочного
материала
ука
зывают
данные
по
цикличной
позднедевонской
формации
Дюпероу
в
бассейне
Уиллистон
в
шт.
Северная
Дакота,
где
обнаружены
пачки
глинисто-алевритистых
доломитов
в
эвапоритовой
толще,
образовав
шейся
в
условиях
себхи
(гл.
Х).
в
этих
пачках
отмечаются
радиоак
тивные
алевритовые
зерна,
распределение
которых
показано
на
рис.
111-4.
Область
питания
песчаным
материалом
располагалась
к
югу,
где
гамма-активность
становится более
интенсивной.
Такие
же
большие
пики
или
«скачки»
тамма-активности
типичны
для
мощных
карбонатных
толщ,
содержащих
очень
мало
прнмесей,
ор
довикских,
силурийских
и
миссисипских
отложений
бассейна
Уиллис
тон
[198,
с.
382; 282].
Сходные
маломощные
зоны
высокой
гамма-ак
тивности
известны
в
силуро-девонских
отложениях
бассейна
Западного
Техаса.
Во
всех
этих
случаях
такие
коррелирующие
признаки
широко
прослеживаются
по
всей
территории
бассейнов,
а
«вездесущий»
алев
ритовый
терригенный
материал,
вероятно,
имеет
эоловое
происхожде
ние.
Пласты
измененного
вулканического
пепла
(бентониты
или
мета
бентониты)
могут
являться
важными
существенными
компонентами
карбонатных
толщ,
играя
роль
маркирующих
горизонтов
(геохроно
логических
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
(ют.
Нью-Иорк)
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
пе
риода
на
запад
до
самого
штата
Огайо.
Бентониты
использовались
для
корреляции
по
данным
бурения
среднепермских
(уордских)
плас
тов
формации
Сан-Андрее
в
Западном
Техасе,
к востоку
от
платфор
мы
Сентрал
Бейзин.
Бентониты
установлены
также
в
формациях
вь
квилас
и
Сан-Фелипе
в
Западном
Техасе
и
Северной
Мексике.
Четкая
горизонтальная
слоистость,
резкие
контакты,
отделяющие
бентоннто
.вые
мергели
от
карбонатов,
и
присутствие
пелагической
фауны
указы-
108
.
.
. l )
.г"'~
i .
.r
4. J 1
j •••
."
t·_·_·_·_~_·~
.
l·r._
.
.,.J
'1!
i
i ,- i
·ШТАТ
L'_'-
7
i (
1"
МОНТАНА
•
L._._~.
" • •
---.-
__
1______
•
пасти
наи
олее
сильных
отражении
гамма-ЛУЧ6И
8
горизонтах
эвапоритовых
доломитов
_
Сz-кроsля
цикла
т
!·····:;·:·:·I
Р1
и
Р2.
-
кроалSl
циклов
m
и
N
~
В-кровля
циклаW
Песок
и
алевриты
в
доломитах
о-В
*-РIИРZ
+-c
z
Рис.
1II-4.·
Области
наиболее
сильной
гамма-активности
и
распределение
песчано
алевритового
материала
в
горизонтах
эвапоритовых
доломитов
верхних
частей
цик
лов
низов
формации
Дюпероу
бассейна
Уиллистон,
штаты
Монтана,
Северная
Да
кота
и
Саскачеван.
Маркирующие
'горизонты
С2,
P
1
,
Р
2
и
В
представляют
собой
ма
ломощные
алевритистые
зоны
в
серо-зеленых
доломитах
с
микритсвой
структурой,
ассоциирующих
с
ангидритами.
Форма
береговой
линии
и
присутствие
песка
указы
вают
на
источник
терригенного
материала
(эолового?)
на
юге.
По
Уилсону
[413,
рис.
13].
См.
также
гл.
Х,
где
рассматриваются
карбонатные
формации
Дюпероу
вают
на
их
отложение
в
довольно
глубоководных
условиях
в
открытом
море,
над
которым
западные
ветры
разносили
пепел.
Подобные
же
яв
ления
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
Мон
тана.
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
днагене
тических
преобразований
[134, 399].
Крумбейн
и
Слосс
[198]
приво-
!109
.дят
таблицу,
где
дается
краткая
характеристика
условий
осадкообра
зования
основных
минералов
тлин
(каолинита,
монтмориллонита,
ил
лита,
хлорита).
Помимо
этого,
само
присутствие
глинистого
«заражения»
В
карбо
натной
по
преимуществу
породе
указывает
в
большинстве
случаев
на
отложение
в
условиях
'спокойных
вод
И
значительных
глубин.
Во
мно
гих
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
доволь
но
чисты
по
составу,
хотя
и
постоянно
переслаиваются.
В
более
мелко
водных
отложениях
действием
течений,
волнений
и
роющих
организмов
перемешивается
карбонатный
и
глинистый
материал,
часть
которого
первоначально
отлагалась
в
виде
четко
изолированных
пластов.
Захо
ронение
такого
частично
смешанного,
частично
разделенного
материа
ла
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
стилолигами,
в
которых
концентри
руется
органическое
и
глинистое
вещество
или
ромбоэдры
доломитов.
Есть
основания
считать,
что
глинистые
прослои
в
карбонатных
поро
дах
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
тлинистых
частиц
препягст
вует
образованию
СаСО
з
организмами,
и
глинистые
осадки
обычно
бескарбонатны.
Многие
мергели
(обогащенные
карбонатами
глины
и
алевриты)
содержат
более
50%
СаСО
з
,
но
не
являются
известняками
в
каком
бы
то
ни
было
смысле.
ПОРИСТОСТЬ
И
ПРОНИЦАЕМОСТЬ
Наличие
порового
пространства
является
важной
особенностью
не
которых
карбонатов
и,
естественно,
петрографы
уделяли
ее
изучению
много
внимания,
выясняя
происхождение
и
отношение
к
водопрони
цаемости
и
фильтрации.
Хэрбо
в
своей
работе
[64]
рассматривает
методы
изучения
пористостии
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
подчеркива
ния
пор
и
изучение
шлифов
в
поляризованном
свете.
Пористость
в
карбонатных
породах
на
удивление изменчива
и
по
сравнению
с
пористостью
песчаников
в
общем
незначительна.
Продук
тивная
пористость
коллекторов
с
объемом
пор
в
'5-1
О
%
не
является
редкостью.
Читателю
следует
обратиться
к
нескольким
работам
по
этому
вопросу
[64, 257, 360,
рис.
111-5
настоящей
книги].
Учитывая
генезис
можно
выделить
несколько
типов
пористости,
связанных
с
процессами:
1)
вторичным
растворением
по
трещинам,
связанным,
видимо,
с
действием
метеорных
вод;
110
ОСНОВНЫЕ
ТИПЫ
ПОРИСТОСТИ
I
СВSlЗАННЫЕ
со
СТРУКТУРОЙ
I
I
НЕ
СВSlЗАННЫЕ
со
СТРУКТУРОЙ
I
-r&m
Межэерновой
вР
~
ТреЩI:IННЫЙ
FR
~
ВнутризерНО80Й
WP
111
Межкриетал-
ве
[Е.
КанаЛО8ЫЙ
ен
лический
~
ВНУТРИПОЛоетной
МО
[D
Ячеистый
VUG
8
!'*~
•
Окончалый
FE
60_
П
Iи'
КаверНО8ЫЙ'
.
СУ
ПОДКРЫШКОВЫЙ
SH
•
-
Органически-
GF
•
Каверновый
отнссится
к
ПО,,&М,
сопоставимым
каркасный
по
размеру
с
человеком
101
колее
КРУПНЫМ,по
типу
аналогичным
каналовыи
и
ячеистым
.
I
СВSlЗАННЫЕ
И
НЕ
связАННЫЕ
со
структурой
I
В!Брекчие-
~сверле-
~норокрою-~трещин
вый
BR
..
•
ния
ВО
щИХ
Oj)f8.ни-
усыхани,
SI{
•
ЗМОВ
ви
ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ
ТЕРМИНЫ
'.
ГЕНЕТИЧЕСКИЙ
ОПРЕДЕЛИТЕЛЬ
ОПРЕДЕЛЕНИЕ
РАЗМЕРА.
I
ПРОЦЕСС
I
I
НАПРА8ЛЕНИЕИЛИ
СТдДИЭlI
КЛАСС
MMt
256-
Растворение
5
Увеличенные
х
Мегапоры
mg
крупные
1mg
32-
малые
smg
.
цементация
с
Сокращенные
г
1mg
4-
ВНУТРИПОРОВЫЙ
осадок
L
Заполненные
f
Мезопоры
тз
крупные
1/2-
малые
smg
1116.-
'BPEM~
ФОРМИРОВАни,,1
Микропоры
те
ПЕРВИЧНЫЕ
р
Размер
YIt83bll5aeтt:Sl
префНКСОМ
nepедназванием
основного
Председиментационные
Рр
невоячеистый
msVUG
типа
напые
меаовнутригюпостные
бтбМО
Седиментационные
Pd
иикромежверновые
тсВР
ВТОРИЧНЫЕ
S
.ДnSl
nopправильной
qюРМЫ,ооразмерам
мень'ше
кasepH08Ыx
Эогенетичные
.
5е
tPa3MepbI
относятся
к среднему
диаметру
поры
ДЛSl
едя-
Мезогенетнчные
Sm
ничного
06ъекта
или
к
пределам
диапазона
пор,образу-
ющих
совокупность.
д,л51
трубчатых
пор
применяется
Телегенетичные
St
среднее
сечениешля
плоских
пор
отмечается
ширина
и
qюрма
Генетические
определения
OnРЕАЕЛИТЕЛИ
КОЛИЧЕСТВЕННЫХ
СООТНОШЕНИЙ
I
ПРОЦЕссl
+I
НДПРАВЛЕНИЕt
+I
ВРЕм,,1
%
пористости
(15%)
или
Примеры:
растворение-увеличенные
ЭХ
отношение
типов
пористости
(1:2)
цементаци"-neрвична,,
сокращенна"
crP
или
заполненные
осадком
-
эогенеТloIчные
LfSe
отношение
и
% (1:2)
(15%)
Рис.
III-5.
Геологическая
классификация
пор
и
поровых
систем
в
карбонатных
по
родах.
По
П.
Х.
Чокетту
и л.
Прею
[65,
рис.
2],
с
разрешения
Американской
ассо
циации
геологов-нефтяников
111'1
2)
вторичным
растворением
в
виде
пустот
и
полостей,
связанным,
видимо,
с
действием
метеорных
вод;
3)
сохранением
первичных
полостей
и
пустот
в
рифовых
построй
ках;
4)
сохранением
первичной
пористости
между
частицами
в
песках
и
галечниках,
оставшейся
после
цементации,
или
первичной
пористости
в
пелагических
алевритах,
сложенных
остатками
микрофауны
(мело-
вог~па);
5)
сохранением
(очень
тонкой)
пористости
в
мелу,
вызванной
ран-
ней,
ментацией
и
замещением
первичногостроения
известкового
ила
более
крупными
кристаллами
кальцита;
сохраняется
пористость
более
30%,
проницаемость
очень
низкая;
6)
ранней
доломитизации
нелигифицированного
карбонатного ила
и
их
доломи1изации
с
образованием
сахаровидных
пород.
Этот
про
цесс
сохраняет
первичную
пористость,
поскольку
при
замещении
каль
ция
магнием
в
илу
ион
карбоната
используется
при
построении
не
сжимаемого
доломитового
каркаса
растущими
кристаллами.
На
рис.
111-5
предлагается
ключ
для
описания
пористости
в
сле
дующем
порядке:
генетический
вид
(модификатор)
+размер+тип+
+процент
от
общего
объема
породы.
Например:
вторичная
эогенети
ческая
межкристаллическая
пористость
и
пористость
доломитизации
пустот-I0%
[65].
Г
л
а в
а
IV
Возникновение
каркасообразующих
организмов
и
их
среднепалеозойские
постройки
В
предыдущих
главах
рассматривались
основы
седиментологии,
стра
тиграфии
и
петрографии
карбонатных
отложений;
во
второй
части
книги
описываются
различные
примеры
-
комплексы
карбонатных
фа
ций,
причем
изложение
ведется
в
более
или
менее
геохронологическом
порядке.
Фациальные
комплексы
встречены
в
различных
тектонических
условиях;
они
характеризуют
шельфовые
циклы,
купола
и
лоскутные,
изолированные
рифы
на
шельфах,
постройки
окраин
шельфов,
банки
во
впадинах
и
башенные
рифы.
Использованы
данные
как
по
хорошо
изученным
обнаженным
площадям,
так
и
по
подземным
резервуарам
нефти.
Приведенный
материал
может
служить
моделями
при
интер
претации
менее
изученных
фациальных
комплексов.
При
карбонатном
осадконакоплении
значительные
изменения
био
ты
происходили
в
начале
среднего
ордовика,
перед
началом
каменно
угольного
периода,
в
позднем
триасе,
в
мелу
и
в
раннетретичное
вре
мя.
Все
эти
изменения
важны,
так
как
оказывали
влияние
на
размеры
и
количество
каркасообразующих
организмов,
распределение
биофа
ций,
направления
и
формы
осадочных
тел
и
восприимчивость
к
диаге
незу.
В
то
же
время
наблюдается
сходство
в
формах
роста,
проявляю
щееся
в
геологической
летописи
от
системы
к
системе.
«Карбонатные
постройки
подобны
Шекспиру:
пьесы
живут
-
сменяются
лишь
акте
ры»
(Гинзбург).
ДРЕВНЕйШИЕ
ПОСТРОйКИ
Первые
существенные
биологические
изменения,
повлиявшие
на
обра
зование
карбонатных
рифов
и
куполов,
произошли
в
среднем
ордовике.
Они
были
связаны
с
возникновением
осаждающих
карбонат
кишечно
полостных
организмов,
способных
нарастать
друг
на
друга,
ветвиться
и
создавать
каркас.
До
этого
времени,
со
среднего
докембрия
вплоть
до
раннего
ордовика,
карбонатные
постройки
слагались
в
основном
известковыми
водорослями
в
форме
мелких
кустов
или
нитей
или
стро
матолитовыми
пластинами,
образующими
комковатые
или
плосковол
нистыеслои.
Эти
небольшие
ловушки
или
клейкие
слои
улавливали
значительные
количества
карбонатного
ила,
который
приносился
мед
ленными
приливами
или
течениями.
Подобный
процесс
хорошо
изучен
на
современных
приливных
равнинах.
Единственно
прикрепленными
сопутствующими
морскими
организмами,
участвующими
в
создании
построек,
«улавливающих
ил»,
являются
губки
и
родственные
им
фор
мы,
найденные
в
окаменелом
состоянии
в
кембрийских
отложениях.
В
ранне-
и
среднекембрийское
время
археоциатиды
сформировали
не
высокие
иловые
банки.
На
основании
региональных
исследований,
проведенных
в
основ
ном
канадцами
-
Эйткиным
'[5]
и
Хофманом
[156],
установлено,
что
8
Зак.
181
1:13
Геосинклиналь
lОкм
~OOM
'~
tf\11
Рис.
IV-l.
Фации
среднедокембрийской
карбонатной
платформы.
Геосинклиналь
1(0-
ронейшен,
северо-западная
часть
Канадского
щита,
Северо-Западные
территории,
Канада.
По
Хофману
[156],
с
разрешения
Американской
ассоциации
геологов-нефтя
ников
1 -
строматолитовые
купола;
2 -
волнистые
строматолиты;
3 -
столбчатые
строматолиты;
4-
окбнчагое
строение
с
ветвлением;
5 -
интракластвческий
грейнстоун;
б
-
оолитовые
известняки
ограниченная
в
распространении
и
примитивная
водорослевая
флора
была
способна
вызвать
и
стабилизировать
накопление
массивных
кар
бонатных
отложений
на
окраинах
шельфов.
Этот
процесс
был
доста
точно
быстр
для
того,
чтобы
сформировать
заметный
рельеф
вдоль
тектонических
шарниров
(рис.
IV-l).
Выполненные
черными
глинисты
ми
сланцами
впадины,
такие
как
впадина
Бёрджес
(средний
кембрий
провинции
Альберта)
и
турбидиты
среднего
докембрия
в
районе
Боль
шого
Невольничьего
озера
[156],
находящиеся
на
мористой
стороне
таких
платформ,
свидетельствуют
о
существовании
крутых
склонов
их
окраин.
Из
наиболее
ранних
построек
Северной
Америки
наилучшим
об
разом
изучены,
однако,
небольшие
иловые
холмы,
расположенные
у
краев
широких шельфов
кембрийско-ордовнкских
морей.
Водоросли
из
этих
карбонатных
масс
были
описаны
в
верхнем
кембрии
Техаса
Эром
[3] -
рис.
IV-2.
Из
раинеордовикских
куполов
юго-западиой
части
США
Туми
[365],
Туми
и
Хэмом
[369],
и
Райдинтом
и
Туми
[302]
изучены
проблематичные
мутовчатые
сифонеи
Calathium,
каменные
губки
Arc.heoscyphia,
шиповатая
строматолитовая
Pulchrilamina
и
ма
ленькие
ветвящиеся,
цилиндрические
и
корковые
водоросли
(?)
Nuia,
Epiphyton
и
Renalcis.
Губки
представляют
собой
небольшие
корзинко
образные
толстостенные
формы
(табл.
VA).
Водоросли
обычно
образу
ют
корки,
а
Pulchrilamina
формирует
строматолитовую
текстуру
в
кровле
купола.
В
тех
случаях,
когда
кембрнйско-ордовикские
отложе
ния
не
подверглись
доломитизации,
прекрасно
сохраняется
внутренняя
структура
этих
примитивных
организмов,
что
позволяет
проводить
детальное
микроскопическое
изучение.
Купола
сложены
массивным
микритом,
предсгавляющим,
по-ви
димому,
известковый
ил,
уловленный
организмами.
Мощность
куполов
114
Рис.
IV-2.
Схематический
разрез
позднекембрииекого
водорослевого
купола
в
нижней
части
пачки
Пойнт
Пик
формации
Уилбернс,
на
юго-за
паде
поднятия
Льяно
в
Техасе.
Изображено
строение
куполов,
сло
женных
внизу
водерослевым
бафл
стоуном,
водорослевыми
покровами
и
'вверху
строматолитами.
По
Эру
[3],
с
разрешения
Общества
специа
листов
прикладной
палеонтологии
и
минералогии
1 -
детритусовый
материал
40
O-L-_~_.J.I
строиатолиты
Слоистые
покровы
с
.лоловани»
"Слоистые
покровьг
Неслоистые
бисгермы
редко
превышает
10
м;
большинство
из
них
значительно
меньше.
Мик
рит,
слагающий
их
ядра,
может
постепенно
замещаться
к
периферии
слоистыми
биокластическими
осадками.
Однако
на одной
и
той
же
постройке
биокластические
слои
могут
перекрывать
отдельные
части
купола,
указывая
на
существование
местами
значительного
рельефа
на
дне
моря
(рис.
IV-3).
Строение
многих
куполов
свидетельствует
о
на
личии
двух
фаз
формирования:
1)
ранней
фазы
накопления
массивных
известковых
илов,
переполненных
водорослями,
которые
улавливали
осадок;
2)
фазы
роста
строматолитовой
покрышки
купола.
При
повто
рении
фаз
образуются
сложные
массы
(см.
рис.
IV-2).
Купола
могут
быть
прорезаны
придивными
каналами
и
разбиты
трещинами
в
резуль
тате
оползания,
которые
в
свою
очередь
могут
быть
заполнены
облом
ками
иглокожих,
брахиопод
и
трилобитов,
а
также
литокластами
(конгломератами
из
гальки
полузатвердевших
осадков
приливной
рав
нины).
То,
что
даже
такие
небольшие
купола
расположены
главным
об
разом
по
краям
Североамериканского
кратона,
в
известняковых
фа
циях
гор
Арбакльс
и
.Вичита
в
штате
Оклахома,
в
виде
экзотических
блоков
в
формации
Маратон
и
в
известняках
Эль-Пасо
в
Западном
Техасе,
имеет,
вероятно,
палеогеографическое
значение.
Такие
купола
известны
также
в
верхней
части
формации
Погонип
в
Кордильерской
геосинклинали
в
штатах
Юта
и
Невада,
где
Чёрчем
[68]
описаны
такие
же
губково-водорослевые
комплексы.
Россом
и
Корнуоллом
'[308]
встречены
карбонатные
массы
мощностью
почти
100
м
в'
южной
части
штата
Невада
в
районе
Микельджон-Пик;
образования
состоят
из
'слоистого
микрита.
Редкая
макрофауна
представлена
лишь
брахио
подами
(несколько
слоев),
губками
и
головоногими.
Эти
крупные
ку
пола
также
находятся
у
края
кратона.
Во
внутренних
платформенных
8*
1~5
,.... ,....
о
0-
о
о
-о
_
--о
0
__
o::o':_~_AGK.~,~
СП;КУЛЫI-I~гУ6ки
~~o
о
-_
~
--.,
_
..
--о
~
'iа"lЬЦИ,!1~ТIiТ~
~.,:-
_::
о
: :
_-=
_О:
_
о
__
~--
-:::o:o==:-o~o_:_O
-о~-ж!л:ако~ь~е~Р.емн,:~~оо~
_
~
-~
-
--
--
0
0--
--о
0-
__
-
о
-
--
-_
__
_
__
о
-
~~~
_
-~
_
о
~o-~
~
---0-
AGK.2")
-_00
-_-_
-
-_
-0-
__
-
-_О
о
~o-_o_oo-o-_o_o
0
__
0
--
- - - -
о
-
0--0
--о
__
00
__
_
--о
,-..
-
_00
__
00
0_
00-_00
__
-о
o_~ ~o _О
-
~
0_
..:'A-GK
1
Пеллетовые
т'Биокластические
_
0-.0_0
-o-oO_·_~o-o
~~
~
--.:
~
--.::
_~O--:o:"o~O
_i*i-~!*,оосадки
?.Qсадки
__
о
0.=:-0-<-0-:::>:>
....
,::>:.
2
4
Желваковые
кремни
/
AGK
11%
п~й
6l-tокластическии
калькар,енит
./
'/
/ /
12
~77
//
//
/ / 7 / 7 / / / 7
Тоипобигы
-//
/ / / / / / / / -/
7 . 7 7 . / 7 7 / / / -; 7
Пелпетовые
биоклас-
/ 7 7 7 / /
" / /
/7
7 /
".=
Гу6к,И
:.- _
_/
тические
осадки---rДОЛОМИТl-tстые
I-tзвеС!Н5IК~
Доломитистые
известняки
/
~
о
~
CalathLum -
--
_-_ _ .7 7 / / /
PacTI-t-6аtp'1'l
/
1Оi,.;=,:~;"РаСТИ,,;6асрсР=-;;Z;;
~
-;.
--~---_
- -
наVТИЛОИD.еиgкаЛ~iИЛЮТИТ/
/ / 7 / / / / /
7 / / / / / / / -
~:/
-о
о
-
ВОДОРОСЛИ
gj5
At;K 9
а
Пелл~6l-tокластичеСКl-tе
осадки
/7
~
77
-;.
77
/7
~
C:ZПеллетовые
6ИОКЛ~J~
9Ь
Губки
Тоипобиты
/ / / 7 7 / /
I-L/ТI-IЧ~СКИ~
ОСЗiДК~
/ 7 / / / /
8 / / 7 7 7 / / AGK.8
Пеллетовые
6иоклас-
/ /
7 / _ -
0-
тическ:ие
осадки
Биокластические
. __
.'
:_
=---::
_.;'
~
_.
__
:'
~~':].
_
.O'.~~
*
спикулы_в
~.л:ц:лю,и,~
_'.
о
1-
о
2 6
10
14
18
22
24сруты
Рис.
IV-3.
Губко-во-водорослевый
микриговый
купол ВЫсотой
около
2
м
в
известняке
Эль-Пасо
в
горах
Франклин,
под
разделение
Эль-Пасо
Вl,
нижний
«риф».
Микритовая
масса
с
наутилоидеями,
губками
и
Calathiuт,
сопровождаемая
кар
манами
и
боковыми
слоями
пеллетовых
грейнстоунов
и пакстоунов.
Номера
указывают
места
взятия
образцов
доломитовых
фациях,
таких
как
в
формации
Элленбёргер
в
Техасе,
в
типичных
слоях
свода
Озарк
и
в
доломитах
Онеота
и
Манитоу
в
штатах
Висконсин
и
Колорадо
раннеордовикские
купола
встречаются
реже
и
имеют
меньшие
размеры.
Вероятно,
эти
области
были
слиш
ком
мелководны
и
обособлены,
что
не
способствовало
процветанию
биологических
сообществ.
Вышеупомянутые
водорослево-губковые
постройки
преобладали
на
окраинах шельфов,
а
в
виде
небольших
куполов
и
на
мелководных
шельфах
на
протяжении
весьма
длительного
периода
истории
Земли.
Со
времени
отложения
формации
Большого
Невольничьего
озера,
опи
санной
Хофманом,
до
начала
среднего
ордовика
(450
млн.
лет
назад)
прошло
более
миллиарда
лет.
В
начале
среднего
ордовика
в
Северной
Америке
и
вокруг
Балтийского
щита
появляется
первая
истинно
«ри
фовая»
фауна.
В
кембрийских
слоях
найдено
около
100
представите
лей
семейств.
Вдвое
больше
находят
их
в
отложениях
среднего
ордо
вика,
несмотря
на
вымирание
двух
третей
семейств
кембрийских
три
лобитов,
составлявших
большинство
кембрийских
форм.
Многие
виды
новых
семейств
впервые
'появляются
в
небольших
карбонатных
пост
ройках.
Мшанки,
ругозы,
строматопороидеи
и
табуляты
представляют
собой
ордовикский
прикрепленный
бентос,
способный
накапливать
карбонаты.
Представители
других
классов,
таких
как
головоногие,
трилобиты,
брахиоподы
и,
кроме
того,
криноидеи
и
бластоидеи,
приоб
ретают
большое
значение
в
постройках.
Смена
раинеордовикской
фауны
среднеордовикской
произошла
в
период
формирования
в
Северной
Америке
регионального
несогласия.
Это
было
событие
почти
такого
же
значения
в
истории
эволюции,
как
и
появление
организмов
с
известковой
раковиной
в
кембрии
150
млн.
лет
ранее
и
биологические
изменения
в
конце
палеозоя
200
млн,
лет
спустя.
Возникновение
этих
организмов,
способных
'Созда
вать
определенные
экологические
сообщества,
накапливать
в
тканях
карбонат,
широко
распространяться
и
видоизменяться,
было
событием
огромной
важности
в
истории
Земли.
На
континентальных
окраинах
были
построены
крупные
разобщен
ные
карбонатные
тела,
а
меньшие
по
размерам
купола
-
на
шельфах
и
в
мелководных
впадинах.
LLиркуляция
вод
стала более
ограниченной
и
способствовала
осаждению
эвапоритов.
В
то
же
время
внутренние
части
впадин
в
пределах
кратона
и
на
его
краю
испытывали
недоста
ток
поступления
терригенного
материала.
В
ходе
регионального
погру
жения
впадины
резче
обособились
от
шельфов,
которые
росли
за
счет
накопления
карбонатных
осадков.
До
этого
времени
карбонатные
осадки
посгавлялись
на
шельфы
за
счет
главным
образом
приливных
течений;
теперь
же
важным
фактором
стало
органогенное
накопление
карбонатов.
Эти
ранние
«рифовые»
фауны
и
флоры
имеют
значитель
ное
экологическое
сходство
с
таковыми
мезозоя
и
современности.
Представляет
также
интерес
вспышка
эволюции
в
этой
биоте
на
протя
жении
среднего
палеозоя.
Древнейшие
среднепалеозойские
карбонатные
постройки
подроб
но
описаны
Питчером.
[277]
и
Туми
и
Финксом
[368],
которые
изучали
их
в
слоях
Чейзи
Новой
Англии,
в
окрестностях
оз.
Шамплейн,
в
рай
оне,
простирающемся
далее
в
Канаду
от
Монреаля
в
провинцию
Кве
бек.
Такой
шельф
наблюдается
к
западу
от
Аппалачской
геосинклина
ли
ик
северу
от
оси
Адирондак
-
Фронтенак.
Здесь
накопилась
толща
от
300
до
1000
м
хорошо
слоистых
карбонатных
пород,
причем
разрез
начинается
'со
среднего.
ордовика.
В
этих
осадках
встречаются
микри-
Ы7