Уилсон Дж.Л. Карбонатные фации в геологической истории
Подождите немного. Документ загружается.
Сирван-Баламбо
Чемчемал
7565
ФУТОВ
Киркук
130-109
3908Футов
Киркук
116
6085
ФУТОВ
Формация
Гарагу
(
Pseudocyclammina)
7386
ФУТОВ
1:
~<.i'
Ф
~
~<;>1
КР1'вля
Баррема
Кровля
альба
Формация
Верхняя
Куамчуква
Джаванские
фации
Киркук
117
Кровля
апта
ббб5
Футов
Нижняя
Куамчуква
~~~~~=:s~~t
(орбитолиновая
зона
~
-
Choftate
1Iа
decipiensis)
Рис.
XI-12.
Нижне-
и
среднемеловые
отложения
(баррем
-
альб)
на
удалении
от
восточного
фланга
блока
Мосул
(Ирак)
по
скважинам
компании
«Ирак
Петролеум»,
расположенным
вдоль
оси
антиклинали
Киркук
и
далее
на
восток
до
выходов
в
Курдистане:
см.
рис.
XI-ll.
Условные
обозначения
на
рис.
III-l.
Глубины
скважин
в
футах.
Протяженность
разреза
ОКОЛО
200
км.
Рудистовые
рифы
существовали,
вероятно,
вдоль
песчаных
отмелей
на
ОК
раине
шельфа,
но
данные
бурения
не
подтверждают
это
с
полной
определенностью
Аптско-барремские
отложения
к
востоку
от
блока
Мосул
обладают
более
сложной
фациальной
структурой.
Наиболее
близкие
к
берегу
слои
не
сохранились,
будучи
размыты
в
предальбское
и
предсенонское
время.
Шельфовые
слои
на
западе
представлены
фораминиферовыми
мелководными
пелитоморфными
известняками
и
вакстоунами
с
флорой
водорослей
Lithocodium
(кодиации)
и
Diplopora
(дазикладации).
Обычны
также
фораминиферы
из
рода
Orbitolina,
которые
встречаются
наряду
с
другими
крупными
формами,
такими
как
Choffatella
и
Pseudo-
cyclamina.
Под
восточной
оконечностью
антиклинали
Киркук
лежит
край
аптско-барремской
банки,
полная
мощность
неразмытых
отложе
ний
на
которой
составляет
450
м.
Отложения
окраины
шельфа
пред
ставлены
грейнстоунами
и
некоторым
количеством
рифовых
слоев
с
Lithocodium
и
рудистами;
эти
слои
переслаиваются
с
клиньями
(лин
зами)
глинистых
известняков
с
Orbitolina
и
мергелей.
На
удалении
от
банки
фации
быстро
изменяются,
замещаясь
пелагическими
глинисты
ми
известняками,
а в
обнажениях
на
востоке
их
стратиграфические
эк
виваленты
представлены
радиоляритами
и
известняками
с
аммонитами
общей
мощностью
всего
лишь
200
м.
Последовательность
фаций
с
уда
лением
от
блока
Мосул
типично
регрессивная,
причем
смена
альбских
фаций
менее
мощными
пелагическими
отложениями
собственно
впади
ны
происходит
восточнее
полосы
аналогичной
смены
в
аптско-баррем
ских
слоях.
Рудисты,
по-видимому,
присутствуют,
но
они
не
являются
слишком
обычными
ни
в
альбских,
ни
в
аптских
слоях,
если
судить
по
данным
бурения,
однако
изучение
по
скважинам
может
не
отразить
истинной
картины.
Хенсон
наблюдал
крупные
постройки
и
рассеянные
участки,
сложенные
рудистами
и
образующими
по
его
терминологии
«мелковод
ные
банки
или
рифы»
(shoal
banks
or
reefs).
Он
интерпретировал фаци
альный
переход,
столь
отчетливо
выраженный
в
Пир-и-Мугруне,
неда
леко
от
линии
профиля,
изобр
аженного
на
рис.
XI-12,
как
переход
от
массивных,
сильно
перекристаллизованных
рудистовых
рифов
через
микрообломочные
известняки
передового
склона,
содержащие
обломки
рудистов
и
Orbitolina,
к
глобигериновым
пелитоморфным
известнякам.
Мелководная
область
формации
Верхняя
Тамама
в
северной
части
впадины
Руб-эль-Халв.
В
центральной
части
Персидского
залива
и во
впадине
верхняя
или
аптская
часть
формации
Тамама
(известняк
Шу
аиба)
отделена
от
главной
массы
формации
Тамама
(подразделение
Караиб)
широко
распространенными
глинами
(ксланцами»]
Хавар.
Известняк
Шуаиба
сформировался
во
время
обширной
трансгрессии,
охватившей
северную
часть
Аравийского
щита.
В
течение
этого
време
ни
на
обширных
площадях
на
юго-востоке,
во
впадине
Руб-эль-Хали
на
капливались
отложения
отмелей
(см.
рис.
XI-ll).
Вдоль
этого
края
бассейна
в
известняках
Шуаиба
и
Караиб
формировались
серии
мощ
ных
грейнстоуново-рудистовых
построек.
Однако
пока
еще
невозможно
оценить
роль
меловых
тектонических
движений
в
локализации
фаций
отмелей
на
отдельных
куполах,
крупных
антиклинальных
линиях
или
окраинах
шельфов.
Известно,
что
местные
движения
вызывают
сокра
щение
мощностей отложений
в
сводах
положительных
структур,
но
влияние
их на
распространение
фаций
обнаруживается
не
легко.
Обычные
фации
формации
Верхняя
Тамам
а,
представленные
отло
жениями
открытого
моря,
состоят
из
мелоподобных
пеллетовых
вак
стоунов
и
пакстоунов
с
моллюсками
и
обильными
Orbitolina;
содержа
ние
зерен
в
них
достигает
20-40%.
Местами
глинистые
прослои
со
скорлуповатой
или
флюидальной
текстурами,
возникшими
в
результате
ЗБ9
Оман
IOОкм
Рис.
XI-13.
Предполагаемое
распределение
фаций
нижне
мелового
известняка
Верхняя
Тамама
на
побережье
Омана
в
Аравии.
Подразделение
Шуаи
ба
является
наиболее
верхним
подразделением
известняка
верхняя
Гамама
(см.
рис.
ХI
-14) .
Обл
асть
грейнстоунов
отмелей
включает
всю
форма
цию
Верхняя
Тамама.
Не
яс
но,
служит
ли
эта
область
от
мелей
частью
регионально
вы
тянутого
пояса,
или
она
пред
ставляет
просто
местные
фа
ции
отмелей,
обусловленные
ростом
структур
над
отдель
ными
куполами
уплотнения
(вызывающими
появление
комковатых
известняков)
с
об
разованием
поверхностей
твердого
дна,
источенными
сверлильщиками,
что
отражает
перерывы
осадконакопления.
В
этих
микритовых
осадках
обычны
следы
жизнедеятельности
зарывающихся
в
ил
животных.
По
ристость
микриговой
основной
массы
обычно
превышает
20%,
но
про
ницаемость
невелика.
В
области
распространения
известняков
отмелей
в
верхних
300
м
формации
Та
мама
залегает
ряд
пачек,
сложенных
грейнстоунами
и
пакстоунами.
Эти
пачки
имеют
мощность
а
среднем
30-40
м
каждая
и
разделены
зонами
плотных
пород
со
стилолитами.
Наиболее
верхняя
из
этих
пачек
(зона
А),
являющаяся
эквивалентом
..
известняков
Шуаиба,
и
их
подстилающая
пачка
Мурбан
(зона
В)
дают
значительные
количества
нефти
в
восточной
части
Персидского
залива.
На
куполах
Ид-Эль-Шарги,
Ум-Шаиф,
Закум
и
Мурбан-Баб
проведено
детальное
петрографическое
изучение
мелоподобных,
но
зернистых
по
род
-
коллекторов.
Их
главнейшие
фации:
а)
рудистовые
постройки
или
биостромы,
сложенные
главным
об
разом
моноплевридами,
Ь)
нормально-морские
вакстоуны
со
следами
жизнедеятельности
моллюсков,
с)
орбитолиновые
вакстоуны
(табл.
ХХХ
В),
d)
окаганный,
измененный
мелоподобный
раковинный
детрит
с
оболочками
и
водорослевые
комки,
слагающие
грейнстоуны
и
пакстоу
ны
с
высокой
пористостью
И
проницаемостью.
Встречаются
остатки
да
зикладаций,
но
наиболее
обычными
водорослями
являются
неправиль
ные
обрастающие
кодиации,
а
именно
Lithooodium.
Особо
детальные
петрографические
исследования
фаций
Шуаиба
[146]
позволили
наметить
возможный
край
шельфа,
простирающийся
поперек
северной
оконечности
крупной
структуры
Ву-Хаза,
располо
женной
к
югу
от
Мурбана.
На
рис.
XI-13
приведена
схематическая
карта
этой
области.
Купол
Бу-Хаза
имеет
35
км
в
длину
И
18
км
в
ши
рину.
Он
представляет
пологий
свод
с
углами
падения
на
крыльях
око
ло
20.
Распространение
фаций
и
их
мощности
дают
возможность
очер
тить
в
верхней
части
отложений
Шуаиба
постройку,
которая
своей
фронтальной
частью
обращена
на
север.
Значение
столь
очевидного
первичного
рельефа
в
самой
кровле
формации
Тимама
велико.
Регио
нальное
развитие
пористых
и
проницаемых
пород
благодаря
воздейст
вию
субаэральных
условий
и
выщелачиванию
мелоподобных
пород
из
вестно
вдоль
поверхности
альбско-аптского
несогласия.
Наличие
пер-
360
Мурбан,
Баб
ЗОкм
св
-'
с
мурбан
севера-восточнее
Бу-хаза
__
--------зОк~------------
Мур6ан.
юго-восточнее
Бу-Хаза
Ю
м
150
100
50
о
Баундстоун
BacineHa
Рис.
XI-14.
Меридиональный
разрез
наиболее
верхних
слоев
подразделения
Шуаиба
от
купола
Бу-Хаза
до
купола
Баб
к
югу
от
Мурбана
на
побережье
Омана
в
Пер
сидеком
заливе.
Вертикальный
масштаб
х200;
условные
обозначения
см.
рис.
111-1,
местоположение
разреза
-
рис.
XI-13.
По
Харрису
и
др.
[146] ,
вичного
рельефа
НИ2Ке
поверхности
несогласия
свидетельствует
о
более
благоприятных
условиях
образования
резервуаров.
МестонаХО2Кдения
сходных
рудистовых
лоскутных
рифов
известны
в
кровле
структуры
Ид-Эль-Шарги,
расположенной
к
западу
от
главного
поля
распростра
нения известняковых
отмелей.
В
районе
Мурбана
рифовые
фации
Шуаиба
достигают
мощности
170
м;
в
северо-восточном
направлении,
на
удалении
от
флангов
купола
Бу-Хаза
они
сокращаются
в
мощности
и
представлены
здесь
плотными
фациямия
впадины
мощностью
40
м.
Изучение
фаций
позволяет
прийти
к
выводу,
что
первичный
склон
банки
имел
наклон
всего
лишь
0,50.
Эк
вивалентые
слои
на
куполе
Баб
в
20--30
км
к
северо-востоку
пред
ставлены
вакстоунами,
свидетельствующими
об
условиях открытого
моря
со
свободной
циркуляцией
вод.
Постройка
Бу-Хаза,
возможно,
является
изолированной
низкой
карбонатной
банкой,
расположенной
на
своде
структурного
поднятия.
Рис.
XI-14
--
профиль
через
рифовую
окраину,
заимствованный
из
упомянутой
выше
работы
геологов
компа
нии
«Абу-Дхаби
Петролеум»
.[146].
Геологическая
история
купола
Бу
Хаза
представляется
следующей:
в
течение
времени,
соответствующего
НИ2Кней
части
формации
Шуаиба
вся
область
куполов
Бу-Хаза
и
Баб
была
занята
водорослевым
биостромом,
образованным
родом
Bacinella.
Затем
отлагались
мелоподобные
пелитоморфные
известняки
и
во
всей
этой
области
образовался
покров,
сложенный
водорослями
Lithocodi-
ит;
на
севере
участка
Ву-Хаза
этот
покров
рос
достаточно
быстро
и
образовал
баундстоуновый
риф.
Последний
СЛУ2Кил
источником
обло
мочного
'Материала,
который
сносился
в
более
глубоководную
область,
расположенную
на
севере.
Эти
обломочные
слои
постепенно
переходят
в
орбитолиновый
вакстоун
и
далее
в
пелитоморфные
известняки
впади
ны.
Литокодиумовый
риф
сменился
рудистовым
рифом,
состоящим
из
раковин
моноплеврид
и
капринид
(?),
заключенных
вмелоподобном
361
микрите
с
обильными
трещинами.
На
передовом
склоне
рифа
накапли
вался
обильный
детрит,
образованный
при
разрушении
раковин
рудист.
С
окончанием
роста
рифа
(предположительно
при
достижении
базиса
действия
волн
или уровня
моря)
развитие
получили
обломочные
фации
отмелей;
эти
фации
венчали
передовой
склон
и
состоят
из
биокластиче
ских
и
литокластических
пород.
Южная
оконечность
купола
Бу-Хаза
содержит
фации,
интерпретируемые
как
отложения
открытого
зарифо
вого
пространства.
Они
начинаются
нижними
орбитолиновыми
вак
стоунами,
сменяемыми
вверх по разрезу
милиолидовыми
вакстоунами,
указывающими,
вероятно,
на
более
ограниченную
циркуляцию
вод.
Фа
ции
этих
аптских
слоев
почти
идентичны фациям,
описанным
в
Мекси
ке.
Значение
двойного
рифа
для
понимания
существовавших
обсгано
вок
осадконакопления
и
причины
смены
литокодиумового
рифа
более
высоко
расположенной
рудистовой
постройкой
неясны.
Четкая
последовательность
фаций
устанавливается
также
в
сено
манских
отложениях
впадины
Руб-эль-Хали
и
в
северной
части
Персид
ского
залива.
Они
связаны
с
карбонатными
постройками,
также
обра
зующими
крупные
банки,
подобные
тем,
которые
встречены
в
известня
ке
Бангестан
в
Загросе
(Иран)
и
внутри
крупных
осадочных
циклов
того
же
возраста
в
Ираке.
Типичные
сеноманские
фации
банок
пред
ставлены
исключительно
рудистовыми
скоплениями
в
известковом
иле
или
рудистово-водорослевыми
пакстоунами
(околорифовые
отложе
ния
- peri-reef
deposits),
или
милиолидовыми
пелитоморфными
извест
няками
и
вакстоунами,
отлагавшимися
в
замкнутых
водоемах
или
на
приливных
равнинах.
С
более
открытыми
каналами
и
лагунами
на
бан
ках
связаны
вакстоуны
с
милиолидами
и
обильными
крупными
удли
ненными
фораминиферами
из
рода
Ртехиоеойпа
(табл.
ХХХ
А).
На
удалении
от
банок
отложения
представлены
несколькими
фациями,
рас
полагающимися
при
движении
от
банок
в
такой
последовательности:
1)
чистые
известковые
вакстоуны
с
моллюсками,
иглокожими
и
огьиоиnа
или
мергели
с
устрицами,
другими
моллюсками
и
иглоко
жими,
2)
«олигостегиновые»
(кальцисферовые)
известняки
и
мергели,
3)
глобигериновые
мергели,
4)
темные
битуминозные
кремнистые
известняки
и
глины
(еслан
цы»)
со
спикулами
губок
и
радиоляриями
в
Загросской
геосинклинали.
Таким
образом,
сеноманские
фации
подобны
фациям
альба
и
апта
и
отличаются
заметным
присутствием
фораминифер
-
альвеолинид
в
отложениях
банок
и
кальцисфер
в
мергелях
склонов
или
окраин
банок.
Как
и
в
случае
альбских отложений,
идентичные
микрофации
известны
в
Мексике.
Г
л
а в а
ХН
Заключение
В
завершающей
главе
суммируются
стратиграфические
принципы,
сформулированные
в
главе
11,
обобщаются
и
частично
рассматривают
ся
более
детально
девять
типов
стандартных
фациальных
поясов,
фор
мирующихся
вдоль
типичных
карбонатных
окраин
шельфа;
несколько
типов
геологических
разрезов
окраин
шельфа,
которые
наблюдаются
в
геологической
летописи;
часто
встречающиеся
фации
и
направленность
развития
отдельных
построек
как
в
бассейне,
так
и
на
шельфе.
В
конце
главы
делается
попытка
увязать
между
собой
параметры,
контроли
рующие
карбонатную
седиментацию:
тектонические,
гидрологические,
климатические,
органические
и
относящиеся
к
субстрату.
Описание
тектонических
обстановок
отложения
карбонатных
толщ
основывается
на
соответствующих
разделах
глав
II,
IV
и
VI.
СТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ
ПОЛОЖЕНИЕ
КАРБОНАТНЫХ
ФАЦИй
1.
Существует
только
одна
простая система
обычных
карбонатных
фа
ций.
Они
формируются
за счет
накопления
биохимически
осажденного
осадка
in situ.
В
эту
систему
входят
внутренняя
мелководная
зона
низ
кой
гидродинамической
энергии
(ундатема,
или
шельф)
и
внешняя,
бо
лее
глубоководная
зона
с
низкой
гидродинамической
энергией
(фондо
тема,
или
бассейн),
которые
разделены
мелководной
зоной
с
высокой
энергией
(клинотема,
или
окраина
шельфа).
2.
Такая
модель
отражает
естественное
развитие
максимума
про
дуцирования
и
осаждения
карбонатов
вниз
по
уклону
относительно
по
ложительного
тектонического
элемента
и
его
периферии.
Возникновение
такой
седиментационной
системы
связано
с
моментом,
следующим
за
морской
трансгрессией
и
затоплением
шельфа.
На
начальных
'стадиях
развития
карбонатного
склона
(гатр)
высокоэнергетическая
зона
мо
жет
развиваться
вблизи
береговой
линии;
однако
вскоре
она
отодвигает
ся
от
берега
при
формировании
карбонатной
платформы
с
окраиной,
обращенной
в
сторону
моря,
разделяя
фации
на
три
части.
3.
Внутри
такого
общего
фациального
плана
по
признакам
обста
новок
образования
выделяются
по
меньшей
мере
девять
типовых
(стандартных)
поясов
фаций,
описанные
ниже.
4.
Фациальные
пояса
меняются
по
ширине
и
выдержанности;
они
более
узки
и
однородны
на
узком
шельфе.
Когда
шельф
более
пологий
и
тектонические
элементы
обрисовываются
менее
резко,
пояса
шире
и
более
разнородны
по
внутреннему
строению.
5.
Выдвижение
береговой
линии:
мощность
и
тип
стратиграфиче
ских
взаимоотношений
являются
результатом
баланса
между
.погруже
нием
и
скоростью
осадконакопления.
Отложение
карбоната
кальция
идет
быстро,
если
создались
оптимальные
условия.
Это
приводит
К
пре
обладанию
регрессивных
взаимоотношений
даже
если
имеются
такие
подтверждения
большого
погружения,
как
значительная
мощность
на
363
карбонатных
платформах
и
морских
банках.
В
целом
создавшийся
рельеф
не
сглаживается
осадконакоплением,
а
растет,
если
окраина
шельфа
и
бассейн,
прилегающий
к
ней,
погружаются.
6.
Хотя
в
осадках
и
сохраняются
«записи»
о
трансгрессиях,
они
редки.
Трансгрессивные
толщи
маломощны.
Вполне
независимые
дан
ные
говорят
об
относительно
быстром
развитии
трансгрессий.
7.
Бассейны
карбонатонакопления
могут
постепенно
и
регулярно
заполняться
осадками
от
берега
к
центру
по
мере
развития
погружения,
либо
при
выдвижении
окраины
шельфа
и
сопровождающим
его
преры
вистым
нарастанием
карбонатных
платформ.
8.
В
процессе
циклического
или
регрессивно
поступательного
(recip-
rocal)
осадконакопления
в
бассейне
при
его
заполнении
и
постоянных
колебаниях
морского
уровня
формируется
определенный
рельеф.
Шельф
разрастается
по
вертикали
и
по
горизонтали
во
время
эпох
вы
сокого
стояния
уровня
моря,
тогда
в
бассейне
наблюдается
дефицит
осадков.
При
низком
стоянии
уровня
шельф
продолжает
сохранять
по
ложение
выше
уровня
равновесия.
В
этом
случае
осадок
перебрасыва
ется
через
шельф
и
накапливается
в
бассейне.
9.
На
простой
карте
изопахит
карбонатной
стратиграфической
еди
ницы
с
изохронными
границами
область
положительных
движений
мо
жет
быть
представлена
либо
ненормально
маломощной,
либо
ненор
мально
мощной
зоной,
в
зависимости
от
объема
карбонатной
постройки
над
структурными
повышениями,
и
от
глубины
воды
над
«повышени
ями»,
когда
начинается
карбонатная
седиментация.
10.
В
бассейнах
обычной
картиной
является
развитие
групп
«рифо
вых
конусов»
по
краям
погруженных
карбонатных
платформ,
парал
лельных
главным
окаймляющим
платформам.
Это
отвечает
позднему
разрастанию
(аккреции)
платформы
на
структурных
или
палеогео
морфологических
«повышениях».
11.
В
бассейнах
на
положительных
линеаментах
(по
краям
текто
нических
блоков
фундамента)
могут
развиваться
карбонатные
по
стройки.
Такие
линейные
постройки
могут
быть
многочисленными
и
пе
ресекать
бассейны
или
формировать
окружающие
их
шельфовые
окраины.
12.
Стратиграфическая
корреляция
вдоль
окраин
шельфа
пред
ставляет
трудности.
Необходимо
использовать
электрокаротажные
дан
ные,
увязку
тонких
горизонтов
обломочных
пород
в
бассейне
и
на
шельфе,
материалы
детальных
палеонтологических
исследований
и
сей
смопрофилирование.
13.
Понятие
о
быстрой
седиментации
в
процессе
продвижения
бе
реговой
линии
может
быть
применимо
и
к
образованию
обычных
на
шельфе
циклов
осадконакопления,
характерных
особенно
для
карбо
натных
платформ.
Расчетные
скорости
накопления
карбонатов
в
мел
ководных
условиях,
полученные
при
изучении
голоценовых
осадков,
показывают,
что
такая
седиментация
идет
быстрее,
чем
можно
опреде
лить
на
основании
палеонтологической
зональности.
Если
принять, что
затопление
идет
быстрее,
чем
постепенное
перемещение
береговой
ли
нии,
то
наилучшей
корреляционной
поверхностью
будут
являться
гра
ницы
между
циклами,
на
которых
происходит
быстрое
изменение
усло
вий
в
сторону
более
морских
фаций
вверх
по
разрезу.
14.
Шельфовая
цикличность
встречается
в
столь
разнообразных
тектонических
условиях,
в
породах
самых
разных
типов,
и
так
широко
распространена
в
геологических
разрезах,
что
ее
можно
считать
нор
мальным
геологическим
процессом.
364
15.
Корреляцию
шельфовых
осадков
на
основе
циклов
осадконакоп
ления
следует
контролировать
при
помощи
ключевых
пластов,
образо
вавшихся
при
быстром
затоплении
плоских
поверхностей
(например,
пласты
углей),
либо
представляющих
собой
результат
приостановки
осадконакопления
(конкреционные
горизонты,
пласты
глауконита,
пач
ки
с
ходами
и
норками
илоедных),
либо
отвечающих
геологически
мо
ментальным
событиям
(кварцевые
алевритистые
прослойки.
образовав
шиеся
в
результате
песчаных
бурь,
или
слои
бентонитов,
сформирован
ные
за
счет
выпадения
вулканического
пепла).
16.
На
шельфах
встречаются
также
широко
протяженные
на
пло
щади,
довольно
маломощные
пачки
с
однородным
фациальным
и
пале
онтологическим
составом.
Они
отражают
условия
медленной
седимен
тации
на
большой
площади
при
достаточно
большой
глубине:
необ
ходимо
преобладание
свободной
циркуляции
и
наличие
незначительного
перемещения
мелководных
карбонатных
фаций,
ДЕВЯТЬ
ТИПОВЫХ
СТАНДАРТНЫХ
ФАЦИАЛЬНЫХ
ПОЯСОВ
В
ИДЕАЛЬНОй
МОДЕЛИ
КАРБОНАТНОГО
КОМПЛЕКСА
Как
указано
в
гл.
II,
установление
повторяющейся
в
основных
чертах
схемы
сопряжения
известняковых
фаций
среди
древних
отложений
яви
лось
большим
достижением
как
в
стратиграфии,
так
и
в
седиментоло
гии
карбонатов.
Мощным
подспорьем
было
изучение
голоценовых
осад
ков
для
объяснения
геологического
прошлого.
Эволюция
представлений
о
поясах
карбонатных
фаций
продолжается
с
1950
г.
и
привела
к
созда
нию
единой
в
основных
чертах
идеальной
модели.
Это
представление
применимо,
с
учетом
колебаний
в
мощности
и
выдержанности,
ко
всем
типам
тектонических
обстаново~
описанных
в
последней
части
настоя
щей
главы.
Такая
идеальная
последовательность
показана
на
рис.
П-5
и
хп.т.
Причины
развития
такой
последовательности
рассмотрены
в
гл.
П.
в
данном
разделе
описываются
более'
детально
девять
типовых
поясов,
так
что
его
можно
рассматривать
как
краткий
обзор
всех
фаций,
опи
санных
в
главах
с
IV
по
XI.
Такая
модель
применима
к
идеальной
ок
раине
шельфа.
Рис.
ХII-2
иллюстрирует
примеры
использования
этой
схемы
[см"
16,
рис.
10].
Типы
осадков
бассейнов
и
глубоководных
об
становок
описаны
в
следующем
разделе.
В
последней
части
данной
гла
вы
рассмотрены
происхождение
и
фациальная
последовательность
кар
бонатных
построек,
устанавливаемых
главным
образом
вдоль
поясов
фацийоткрытого
моря
,N'Q
2
и
7.
Пояс
lA.
Турбидиты
и
лептогеосинклинальные
глубоководные
фа
ции
(фондотемы).
Фациальные
пояса
глубоководных
обстановок,
опи
санные
ниже,
можно
разделить
на
две
группы:
а)
геосинклинальные
троги,
заполняющиеся
непрерывно
и
быстро
известковыми
осадками
мутьевых
потоков (турбидитами);
б)
глубоководные
области
с
мед
ленной
седиментацией,
периодическими
потоками
обломочного
карбо
натного
материала
(лептогеосинклинальные
отложения
по
Трюмпи
[376]).
а)
Известняковые
турбuдuты.
Геосинклинальные
троги,
заполняю
щиеся
аллохтонными
карбонатными
осадками,
распространены
сравни
тельно
мало,
но
представляют
интерес
и
были
неоднократно
детально
описаны,
например,
в
бассейне
Маратон
[362]
в
Западном
Техасе,
в
Маравильяс
в
том
же
районе
'[234],
во
флишевых
известняках
(Flysch
Calcaire)
и
ритмических
известняках
Альп
[29, 219]
и
Апеннин
[55,
Зб5
Широкие
пояса
шельеовая
лагу·
шельф
с
ограничен
Эвапориты
на
соля-
на со
своБодныM
ным
водообменом
ных
равнинах-
водообменом
и
ПрИЛИВНО-Q.тлив-
себха
ные
побережья
Отмученные
пески
меЛКОВОДЬR
органическая
постройка
(6иогерм)
передовой
склон
з
2
шельф
откры-
глубоко
погру-
того
моря
женная
окраина
шельфа
Бассейн
.........
.,.-,..,,..,
.""
~.,
...........
1
-ШИРОkие
лояса---
....
Потоки
обломоч
ного
материала
и
тонкослоистые
турбидиты.
илистые
купола
на
краю
подвод
ного
склона
Гигантские
оёааяьво-ополэ
невые
глыбы,
Заполненные
.
крупные
полости.
Купола
в
нижней
части
подводного
склона
Купола
в
нижней
части
подводного
склона.
Рифовые
бугры.
лоскуты
ришеген
ного
известняка
баундсто~на.
Окаймляющие
и
барьерные
кар
касные
рифы
~~ЛОба
и
высту-
Острова.
Дюны.
Барьерные
бары,
проходы
в
рифах
и
проnивы
приливно-отлив
ныеделыы.
лагунные
изоли
рованные
водоемы
Типичные
шелыро
вые
купола.
колоннообразные
водорослевые
войлоки.
Каналы
стока
и
приливно
отливные
бары.
g~~~~,:::~:c~;
Затопляемые
приливно-отлив
ные
побережья,
.
Каналы
и
61!рего'
вые
естественные
валы.
Водоемы
типа
озер.
Пояса
водорос
левых
войлоков
Купола
~НГИАРИТОВ.
текстура
вигвама.
листоватые
короч
ки
гипса.
салинас
(засолен
ные
лагуны)
сеёха
(засоленные
побережья)
'"
с:;
QI
....'"
CU:E:
:СО:(
:l:D:
:то.
00
о:(Е::
~=
О
1
Спикулит
2
микробиоклас
товый
карбо
натный
алев
ролит
З
Пелагический
микрит
Радиоnярито
вые
сланцы
2
Микробиоклас
товый
карбо
натный
алев
ролит
8
цельные
рако
вины
в
микрнте
9
Органогенно
обломочный
вакс
то
ун
10
Зерна
с
облоиоч-
~~~:ОАи:gg~:р-
2
Микробиоклас
то
вый
карбо
натный
алев
ролит
З
пелагический
микрит
4
Лито-
И
биоклас"
товая микробрек
чия
4
Лито-и
биоклас-
7
РИфовый
извест-
товая
микро-
няк
(6аундстоун)
брекчия
11
Обломочный
Литокластовый
известняк
и
с
конгломерат
зернами
с
060-
5
Биокластовый
лочкой
грейнстоун
и
12
Ракушечник
пакстоун
(ракушняк)
Известняк
с
пре-
обладанием
ос-
новной
массы-
флоутстоун
б
Рифовый
грубо
обломочный
.
известняк-руд
стоун
11
Обломочныil
известняк
и с
~~е~~~и
с
обо-
12
Ракушечник
(ракушняк)
13
Онкоидный
ёиокласговыя
грейнстоун
14
Остаточная
брекчия
1500ЛИТЫ
8
Цельные
рако-
16,17,18,19
•
9
g~~~:o~;:~~~e
~~~~~~~~~~тый
обломочный
микрит
с
окон-
вакстоун
чагой
текстурой
10
Зерна
с
обспоч-
24
гру600бломоч-
кой
в
микрозер-
ный
известняк
нистой
массе
эрозионных
.
16СгустковыЙ,.
ложбин
кристалличес-
21
Спонгиостромо-
кий
известняк
вый яик
риг
(пельспарит)
23
несяснстыа
17
Гроздьевидные
чистый
микрит
оолиты
В микри'
220нкоидальный
те-грейнстоун
микрит
18
Фораминиферо
дазикладацие-
вый
грейнстоун
20
Строматолито-
вый
микрит
~
23
Неслоистык
~
чистый
микрuт
5-
Нодулярный
ангид-
&.
рит
с
энтеролито-
:.::
вой
структуроА
j
Пластины
селе
нита
в
мuкрите
Рис.
ХН-!.
Схема
стандартных
фациальных
поясовгфациальвых
тел
второго
порядка
и
стандартных
микрофаций
внутри
каждого
пояса.
См.
рис.
11-4,
на
котором
дано
более
полноеописание
9
фаций
Манл",ус
8
Новая
Шотландия
(ПРОВ.)
2
глины
V,
-""-"'-
миссисипский
-бассейн
Уиллистон
.:~.o:
..
~~
9
8· \
Скопления
детрита
6 \
Энкринит
2
Брахиоподо
мшанковые
2
\"
7
\
...
6
Редко
\
Байнстоун
5
з
100м
\
ЗОм
'1
\'
--=-=-
ВУЛЬфкэмп-
Таунсенд-
Кемниц
Главный
доломит
8
\
Дахштейн
6-7
Хальwтатский
\а
Р
Г
И
Л
!1
И
Т
2
зоJ,8
Рис.
ХII-2.
Примеры
стратиграфических
разрезов,
демонстрирующих
отклонения
от
идеализированных
полных
разрезов
про
нумерованных
фациальных
поясов.
Следует
обратить'
внимание
на
то,
что
при
увеличении
уклона
дна
пояса
сужаются.
Раэреэы
имеют
длину
160-300
км.
Все
примеры
рассмотрены
в
тексте,
за
исключением
де
вонской
группы
Хелдерберг
[206]
в
шт.
Нью-Иорк
317],
попадающих
в
эту
же
категорию.
Мейсшнер
[241]
установи~
удобный
термин
«аллодапиковых»\
(allodapic)
известняков
для
этои
бассейновой
последовательности
брекчий,
микробрекчий
и
известковых
песков,
образовавшихся
за
счет
одновременно
формировавшихся
кар
бонатных
частиц
шельфа
и
склона.
Они
обычно
переслаиваются
с из
вестняками
открытого
моря
-
пелагитами
(pelagites)
и
глинистыми
слоями.
Мощность
таких
слоев
изменчива,
но
часто
бывает
значитель
ной.
В
разрезах
могут
встречаться
экзотические
валуны
инеобычно
крупнозернистые
осадки.
Аллохтонвый
материал
может
отлагаться
мутьевыми
потоками,
массовым
смещением
обломочного
материала
и
даже
вулканическими
излияними.
В
условиях
геосинклинального
по
гружения
и
неустойчнвости
осадков
может
образоваться
мощная
тол
ща
непрерывных
глубоководных
осадков
со
всеми
структурами
и
тек
стурами
терригенного
флиша.
Троги
могут
быть
узкими
и
содержать
быстро
изменяющиеся
фации.
Геосинклиналь
Маратон
-
Уачига
содержит
такую
толщу
мощ
ностью
700
м,
представленную
известняками
и
аргиллитами
ордовик
ского
возраста
и
завершаемую
темными
кремнистыми
известняками
(формация
Маравильяс).
В
разрезе
отмечаются
темные
микритовые
известняки,
микробрекчии,
сланцы,
пласты
конгломератов
и
экзотиче
ские
глыбы,
и
некоторое
количество
кремней.
Весь
разрез
ордовика
367