Резкое ускорение познания известняков и доломитов связано с комплексностью их полевого и петрографического изучения. Существует несколько стадий петрографических наблюдений, необходимых для понимания осадконакопления. Некоторые требуют более квалифицированного подхода и сложной методики, чем другие. Приводимая последовательность исследований показывает переход от полевого картирования и описания разрезов к исследованиям под микроскопом и химическому изучению в лаборатории:
1) общая литология;
2) стратиграфические взаимоотношения, позволяющие судить о подводном рельефе, циклическое строение разрезов, фациальная изменчивость;
3) палеонтология, включающая палеоэкологические наблюдения, увязывающие ассоциации организмов и особенности осадков;
4) седиментогенные и биогенные текстуры, включая следы жизнедеятельности организмов, слоистость, признаки, свидетельствующие о направлении движения материала;
5) изменение окраски;
6) микрофации - структура;
7) микрофации - определение типов частиц как биогенных, так и некарбонатных, не растворимых в кислотах;
8) наблюдения над диагенезом; при интерпретации учитываютсяизмерения пористости и проницаемости;
9) минералогические и геохимические лабораторные исследования.
В данной главе рассматривается большая часть перечисленных выше методов, более детальное их освещение дано в других главах и статьях.
МЕТОДИКА И ТЕХНИКА ИЗУЧЕНИЯ
Некоторые «профессиональные секреты» петрографии карбонатных пород рассмотрены ниже [см. также 63, 159, 246].
Распиловка и пришлифовка
Одна из причин того, что петрографическое изучение карбонатов отставало от изучения песчаников [исключая 61, 311, 345], заключалась в том, что геологи просто не имели возможности видеть в поле строение известняков. Распиловка и пришлифовка как плит, так и аншлифов наряду с изучением шлифов является необходимой составной частью, лежащей в основе любого удовлетворительного наблюдения и описания. Требуется обычное распиловочное устройство (rock saw) и шлифовка карборундовым абразивом «400-600-1000». Наиболее простым методом является выпиливание пластинки (примерно 3-5 см площадью и толщиной в несколько миллиметров) поперек наслоения и пришлифовка одной ее стороны. Пришлифованная поверхность протравливается слабой кислотой (уксусной или муравьиной) в водном растворе 1 :5. В чистом известняке это улучшает полировку и выявляет ромбы доломита, глинистое вещество и нерастворимые зерна, такие как кварц, песок, алевролит. Подобная подготовка может быть проведена обычным порядком, и пришлифовки изучены в отраженном свете под бинокуляром. Покрытие поверхности прозрачным минеральным маслом позволяет проводить наблюдения при больших увеличениях. Чем ближе показатель преломления жидкости к показателю преломления кальцита, тем лучше видимость. Не считая распиловочного устройства, для этой работы не нужно трудоемкое или энергоемкое оборудование. Если снабдить распиловочное устройство самостоятельным источником энергии, всю эту работу можно проводить в поле.
Прозрачные шлифы
Шлифы издавна являются основным средством изучения карбонатных пород. По многим причинам для изучения карбонатных пород шлифы следует изготовлять несколько толще принятой толщины в 30 микрон, для получения более глубокого цветового контраста при одном николе. Никогда не следует делать их с постоянным покровным стеклом (если необходимо, их всегда можно сделать тоньше, и поставить временное покровное стекло с иммерсионной жидкостью). Непокрытые шлифы можно царапать, вырезать из них участки, проводить реакции окрашивания и протравлять под микроскопом, применяя поляризованный свет для определения характера осадка. Поскольку карбонатные минералы трудно различать оптически друг от друга, применяются перечисленные выше простые приемы определения.
Травление кислотой
Применение метода травления кислотой плитки или шлифа позволяет определить и установить точное местонахождение доломита, ангидрита, кварца, кремнистого и глинистого вещества в кальцитовой массе. Можно сначала использовать уксусную (acetic) или муравьиную (formic) кислоту (одна часть концентрированной кислоты на 5 частей Н20) для растворения кальцита с сохранением доломита, а затем 1/10 НС1 для растворения доломита. Органическая кислота стремится покрыть ромбы доломита тонким остаточным покровом частично растворенного карбоната, что обусловливает их четкое выделение. Последовательное травление кислотой кальцита также дает ценные данные о его кристаллическом строении и ориентировке.
Растворение карбонатов кислотой можно также проводить на небольших осколках примерно равного объема, помещенных на прозрачное предметное стекло. Последовательное растворение остатка, наблюдаемое в поляризованном свете, дает возможность определить характер загрязнения и его количество и соотношение доломита и кальцита в известняке. Если применяется несколько кислот, препарат необходимо промывать водой и промакивать гигроскопической салфеткой.
Окрашивание
Метод окрашивания описан Фриданом [121], а также в работе Вульфа и др. [63], где подробно рассмотрены технические вопросы методики. Здесь приводятся наиболее эффективные способы окрашивания:
Окрашивание удобнее проводить на шлифах, чем на пришлифовках, на светлых породах, чем на темных, и на грубозернистых, чем на тонкокристаллических структурах. В последнем случае кристаллы пропитываются реактивом и затушевывают его действие. Микропористость (писчий мел) совершенно не позволяет пользоваться окрашиванием. Отличие доломита и кальцита методами окрашивания по существу основано на содержании железа в доломите и разной растворимости. Указанные выше различия эффективности методов окрашивания показывают, что при их применении для минералогических определений следует быть достаточно осторожным.
Ацетатные реплики
Применять ацетат целлюлозы для изготовления тонких реплик травленой поверхности карбонатных пород начали еще 30 лет назад палеонтологи. Сейчас этот способ широко применяется для изучения структуры карбонатных пород и под большим увеличением цементирующей массы микрозернистого вещества и внутренней структуры органогенных обломков [28]. Для получения пленки раствор наливается на поверхность карбонатной породы, пришлифованную карборундовым порошком «1000» и слегка протравленную слабой кислотой. Глубина травления обусловливает качество реплики, но сильно меняется в зависимости от типа породы. Используется приводимая ниже методика работы и состав раствора.
Изготовьте пастообразный раствор ацетата целлюлозы в амилацетате или ацетоне, с добавлением небольшого количества подсушивающих ингибиторов, таких как ксилен и хлороформ. Такой раствор в плотно закупоренной бутылке может сохраняться длительное время. После травления кислотой поверхности породы промойте ее, погрузив в спокойную воду, и высушите на воздухе. Быстро удаляет воду также обильное орошение ацетоном. Положите плитку в ящик с песком, наливайте раствор ацетата в центр плитки. Не позволяйте ему стекать с краев. Оставьте сохнуть на ночь и снимите ножом или лезвием бритвы. Удалите соляной кислотой прилипшие зерна карбоната, промойте, просушите, подпишите № тушью и закрепите между двух стекол.
Пленку для реплик можно приготовить более быстрым способом, залив поверхность ацетоном и накатав на нее тонкий лист ацетата. Рекомендуется применять изготовляемую промышленностью ацетатную пленку (0,005 дюйма; 1 дюйм = 2,54 см). Поместите ролик пленки в середину пришлифовки и разгладьте, чтобы избежать захвата воздушных пузырьков. Дайте подсохнуть 15 мин после наложения и затем снимите. Такие листы пленки также можно закрепить между предметными стеклами, чтобы не дать им сморщиться, предварительно наклеить на предметные стекла с помощью силиконового каучукового цемента. Протравленная и пропитанная ацетоном порода затем прижимается к стеклу с наклеенной пленкой. Можно использовать также кусочки плексигласа. Метод «сухой пленки» - более ускоренный по сравнению с использованием раствора и больше подходит для пористых пород, поскольку раствор проникает в микроскопические отверстия, затвердевает там и в результате при отделении пленки она может разорваться. Пространства пор могут быть выявлены на пришлифованной поверхности до травления кислотой, если ее обработать окисью хрома. Этот тонкий порошок перейдет на пленку. Рассматриваемый метод имеет ряд преимуществ, хотя в целом результаты при использовании растворов лучше (и меньше воздушных пузырьков). Пленки весьма удобны при работе с большими увеличениями, когда нужно различать кристаллы размером в несколько микрон; толщина шлифа в 30 микрон затушевывает мелкие кристаллы. С пленок получаются хорошие фотографии. Петрографу, конечно, не хватает цветовых контрастов обычного шлифа и, разумеется, возможности определения минералов в поляризованном свете. Пленки могут изучаться эффективно в проходящем свете с любым типом микроскопа, если свет рассеян и падает под небольшим косым углом.
Катодная люминесценция
Известно, что люминесценция возникает при сосредоточении широкого пучка электронов, обладающих низкой энергией, на тонкой пластинке или плитке карбонатной породы в вакуумной камере. Этот тлеющий свет обрисовывает очень детально текстуры внутри кристаллов доломита и кальцита, которые нельзя наблюдать в поляризованном или нормальном свете. Наиболее характерная оранжевая люминесценция кальцита связана с присутствием двухвалентного Мп. Эта люминесценция подавляется в присутствии железа, кобальта и никеля. Доломит обнаруживает сходные характеристики, но со сдвигами в спектре в сторону красного и желтого цветов. Микроэлементы концентрируются на поверхностях медленного роста кристаллов. Таким образом, это явление дает представление о содержании микроэлементов в воде, из которых образовался карбонатный цемент. Для петрографа преимущества этой методики заключаются в лучшем распознавании стадий роста поровой цементирующей массы кальцита, доломитов цемента и замещений, очертаний жилок кальцита, когда они представляются оптически неотличимыми от вмещающей породы, и возможность более успешного выделения фаунистических остатков в измененных породах [338].
Сканирующий электронный микроскоп
Сканирующий электронный микроскоп (СЭМ) представляет собой одно из новейших достижений электронно-оптической техники. Изображение образуется при сканировании электронным лучом опыленной золотом поверхности образца и выявлении рассеянных и отраженных электронов. Глубина поля по крайней мере в 20 раз большая, чем в световом микроскопе при сравнимых увеличениях. Увеличения в 500- 10 000-20 000 раз более часто применяются в СЭМ. Этот прибор, вместе с микропробником, дает обильную новую информацию о составных частях известкового ила, т. е. характере пластинок кальцита и иголочек арагонита, количестве субмикроскопических водорослей, кокколитов при сравнительном изучении диагенеза известкового ила и степени изменения известняка, химического состава, микроэлементов и кристаллического строения карбонатного цемента, микроскопических структурных деформаций основной массы и поверхностных оболочек карбонатных частиц размером в микроны.
МИКРОФАЦИИ
Микроскопическое изучение является наиболее важным на различных стадиях петрографического исследования, особенно для определения среды осадконакопления. Однако оно затрудняется способностью карбонатов к диагенетическим изменениям. Преобладание перекристаллизации (неоморфной кристаллизации), цементации и минералогического замещения первичного карбонатного осадка приводит к образованию плотной гранобластовой кристаллической структуры. Как правило, наблюдаемые в шлифе или на реплике формы обусловлены скорее изменениями окраски, загрязнениями (линиями запыления) и различиями кристалличности, чем первичными частицами и тонкозернистой основной массой. Карбонатные породы в известном смысле являются метаморфическими - или, по крайней мере, метасоматическими, причем замещение идет скорее благодаря течению времени и под влиянием воды, чем в результате воздействия температуры и давления.
Тем не менее, петрографическое исследование лежит в основе современных глубоких познаний условий осадкообразования карбонатных толщ, в особенности когда они сочетаются ic детальным стратиграфическим изучением в целях контроля результатов и при использовании голоценовых осадков как модели осадкообразования. Многие авторы рассматривали вопрос интерпретации условий осадконакопления, основываясь на большом количестве микрофотографий [см. 58, 80, 159].
Приводимый здесь вопросник для наблюдений поможет при изучении пришлифованных и пропитанных маслом пластинок, реплик и шлифов. Существует несколько таких вопросников - см., например, вопросник Кловена [159, с. 10]. Данный вопросник специально разработан для определения обстановок осадконакопления. За ним следуют диагенез и примеры интерпретации наблюдений в конкретных шлифах.
1. Количественное соотношение основных компонентов:
а) карбонатные зерна,
б) алевритовые и песчаные зерна кварца,
в) микрозернистая основная масса (иловый заполнитель),
г) цемент (кальцит в порах),
д) глинистое вещество,
е) аутигенные минералы, включая доломит.
2. Характер и количество различных типов органогенно-обломочных зерен:
а) насколько разнообразен (или монотонен) состав организмов? Разнообразие указывает обычно на морские условия,
б) относится ли комплекс организмов к открытому морю или к замкнутому бассейну? Например, брахиоподы, цефалоподы, иглокожие, красные водоросли указывают на условия открытого моря, в то время как устрицы, пектены,гастроподы, многие фораминиферы, остракоды и разные типы зеленых водорослей свидетельствуют о более ограниченном водообмене, в) какие типы водорослей? [см. 129], где описаны обстановки; они подробнее рассмотрены ниже (см. рис. III-3).
3. Сохранность зерен:
а) являются границы биокластов резкими или расплывчатыми?
б) превращены ли их внешние части в микрозернистую массу (структура раковины изменена в микрокристаллический кальцит - микрит - в результате грануляции)?
в) заполнены внутренние поры илом или пойкилокристаллическим цементом?
г) наблюдается ли внутренняя грануляция или структура раковин хорошей сохранности?
д) растворены ли первичные зерна арагонита?
е) округлены или угловаты зерна?
ж) в какой мере округление связано с микритизацией?
4. Зерна неорганического происхождения:
а) присутствуют или отсутствуют ооиды?
б) пелоиды (фекальные таблетки) или неопределимые комки (округлые, однородные, микрозернистые зерна),
в) литокласты (обломки пород) имеют местное происхождение и образуются почти одновременно с осадком (интракласты), либо поступают в бассейн извне. Аллохтонные литокласты представляют собой обработанные обломки ранее литифицированной породы, образовавшейся на некотором расстоянии от места отложения; например, гальки в конгломерате;
г) онкоиды - крупные частицы, образованные благодаря развитию оболочек водорослей и других организмов;
д) гроздьевидные (грейпстоуновые) комки состоят из агглютинированных или аггрегированных частиц;
(4) имеются ли между зернами волокнистые сростки?
(8) являются ли они исключительно пелоидами? 5. Структурно-текстурные наблюдения:
а) наблюдается ли систематическая сортировка частиц по размеру?
б) наблюдается ли систематическая сортировка частиц по форме?
в) параллельны длинные оси зерен и других компонентов наслоению или основнаямасса подверглась переработке благодаря биотурбациям (действию роющих организмов) и стала однородной?
г) есть ли признаки структурной инверсии (зерна определенного размера и формы, указывающих на более высокую энергию среды осадконакопления, погружены в микрозернистую массу)?
д) наблюдается ли инфильтрация илового вещества между зернами? Наблюдаются ли признаки образования зоны «мостиков» и «зонтиков», т. е. наблюдаются ли зерна, остановленные над плоскими обломками, или же последние препятствовали заполнению илом порового пространства под ними и оно было выполнено крупнокристаллическим цементом? Это должно свидетельствовать о первичной плотной укладке, когда зерна опираются друг на .друга. Примените критерии Данхэма или Фолка для определения типов укладки - плотной (зерна соприкасаются друг с другом) или рыхлой (зерна разделяются илом, плавают в нем) в качестве основы для дальнейших наблюдений над упаковкой зерен.
?. Уплотнение (compaction):
а) есть ли признаки раннего (синхронного осадконакоплению) уплотнения посредством растворения? Изучите типы контактов зерен: точечные, конформные или сутурные контакты. В песках со сферическими зернами наличие более 0,7 точек контакта на одно зерно свидетельствует о слабой упаковке.
б) есть ли признаки серий стилолитов («конских хвостов») или наблюдаются крупные индивидуальные? Стилолиты являются, как правило, позднедиагенетическими образованиями.
7. Типы цементирующей массы (см. в этой главе очерк о диагенезе и работу - 159,рис.З):
а) каково строение цемента: пленочный, корочковый, конически кристаллический («собачьи зубы»), столбчатый или волокнистый и микрозернистый?
б) выделяются ли одна, две, или три стадии цемента? Образовался ли крупнокристаллический («спаритовый») блоковый кальцитовый цемент в самом начале развития цементации, или это полностью позднее образование?
в) равно- или разнозернистое строение цемента? являются ли кристаллы, образовавшиеся в порах, изометричными, или они увеличиваются лепестками к центру?
г) являются ли более поздние стадии цемента более железистыми по сравнению с ранними?
д) имеют ли более ранние стадии цемента облачное строение, или они прозрачны, что, возможно, указывает соответственно на морское происхождение или связанное с метеорными водами?
е) есть ли признаки нарастания на зернах иглокожих? на других зернах?
ж) наблюдаются ли входящие углы (enfacial angles) [126],
з) наблюдаются ли «заливы» кристаллов кальцита, неоднородных по размерам?
и) одинаков или цемент внутри полых зерен и снаружи?
к) каковы возрастные взаимоотношения типов цемента со стадией сжатия?
8. Содержание доломита:
а) одинаков ли размер ромбоэдров доломита?
б) обладают ли ромбы четкими краями (rims) и центрами с облачным строением?
в) располагаются ли ромбы так, что ранняя проницаемость или содержание жидкости определяло процесс замещения? Например, приурочены предпочтительно к микрозернистой массе или к иловым комкам (mud pellets). «Избегают» ли ромбы первоначально плотных органических кальцитовых обломков?
г) замещаются ли раковины, предположительно имевшие первоначально арагонитовый состав, доломитом или подвергаются растворению?
д) встречаются ли крупные доломитовые жилки или пятна?
е) обогащены ли доломитовые ромбы железом?
ж) является ли доломитизация повсеместной и в основном тонкозернистой и ни в какой степени не обусловленной первичной текстурой цемента?
9. Текстуры заполнения пустот: а) встречается ли микрозернистая масса (микрит) внутри раковин и пустот?
б) обладает ли такой внутренний осадок слоистостью, является ли чистым или имеет алевритистую примесь?
в) лучше ли выражены комковатые формы внутри раковин или под ними?
г) лучше ли развита доломитизация под раковинами или внутри них? (это может быть связано с отсутствием раннего уплотнения под прикрытием раковин и, следовательно, большей проницаемостью и доломитизацией в ходе последующего диагенеза?)
д) являются ли уровни внутреннего осадка горизонтальными или изгибаются, намечая границы заполнения в виде облекания первоначального уклона поверхности полости?
е) отлагались ли ил и алевролитовый материал, заполнявшие внутренние пустоты, горизонтально, или в них наблюдаются микрокосая слоистость и текстуры оползания?
ж) какова кристаллическая форма цемента в верхней части полости?
10. Микрозернистая основная масса:
а) представляет ли она собой чистый ил?
б) микрозернистая (4-5 микрон) или тонкозернистая (10-20 микрон) основная масса?
в) является ли основная масса неотчетливо комковатой, сгустковой? Такой тип основной массы обычен в известняке с обломочной структурой (в пакстоунах) или в интерстициях каркасного рифогенного известняка (в баундстонах);
г) является ли основная масса сплошной или брекчированной?
д) обладает ли она очковым или узловатым строением с включением геопеталей, т. е. знаков положения кровли или подошвы?
е) однородна или слоиста основная масса?
ж) полностью ли она сложена ромбоэдрическими или пластинчатыми кристаллами или же широко распространены остатки нанопланктона?
11. Ходы илоедов:
а) какое биологическое объяснение возможно для ходов? Какие организмы их образовали?
б) обусловлены ли очертания ходов различиями в окраске между заполняющим веществом и осадком? Такие различия могут быть связаны с микрохимическими различиями среды, обусловленными разложениями органического материала внутри ходов; г
в) наблюдаются ли различия в размерах зерен в ходах и в основной массе? Это может указывать на более позднее заполнение ходов;
г) был ли осадок твердым, мягким или вязким во время образования ходов? Был ли вмещающий осадок достаточно мягким, чтобы оползать после форми рования ходов?
д) есть ли данные об образовании литокластов в результате обрушения ходов?
е) можно ли наблюдать обесцвечивание и резкие контакты по краям ходов т. е. окаймлены ли ходы минеральным веществом или слизью?
ж) является ли большинство ходов вертикальными и прямыми?
СТАНДАРТНЫЕ ТИПЫ МИКРОФАЦИЙ
В данном разделе приводится список 24 стандартных типов микрофаций, которые имеют первостепенное седиментологическое значение. Концепция интерпретации микрофации с точки зрения условий осадконакопления выдвинута французским микропалеонтологом Ш Кувийе (Сорбонна, Париж) в начале 1950-х годов (см. у Фейрбриджа [107] обзор ранних представлений о значении этой концепции). Многие из основных типов были сведены в каталог Эриком Флюгелем [115], который дополнил микропалеонтологический атлас, использовавшийся многими европейскими исследователями, седиментологическими критериями. Кроме того, некоторые из главных микрофаций были приведены в работе Горовица и Поттера [159] под выразительными названиями, такими как «хорошее блюдо из кукурузы и бобов» и «приятная смесь». На таблицах I-XVIII показано большинство этих типов осадков.
Приводимые ниже классы являются попыткой дать интерпретацию наблюдений, сделанных под микроскопом над тем, что удачно былоназвано Бэтерстом «невыразительными остатками морской придонной жизни и экологии». Принимая во внимание разнообразие седиментологических параметров, определяющих осадконакопление в морской среде (глубина, географическая широта, соленость, подвижность воды, освещенность и др.), нельзя не придти к выводу, что сведение микрофаций к ограниченному количеству категорий представляет собой чрезмерное упрощение. Предлагаемая ниже группировка их в пояса стандартных микрофаций генерализированной модели (см. рис. II-5) не избежала наложения понятий, некоторых непоследовательностей и. пропуска многих различий. Однако эта группировка применима к достаточно большому количеству фациальных комплексов, что может свидетельствовать в целом о ее точности и полезности для выделения определенного количества типов.
Для этих типов не требуется специальных определений конкретных видов фауны и флоры, но такие определения можно ввести, когда рассматриваются породы различного геологического возраста. Разумеется, помимо литологических вариаций, биологические изменения в ходе геологического времени сильно влияют на микрофации и усложняют их интерпретацию.
Таким образом, сочетание общих палеоэкологических наблюдений Флюгеля с выделением структурных классов Данхэма и Фолка позволяет наметить важные типы известняков. Они используются на протяжении всей книги, обозначены индексами в общей легенде (рис. III-1; СМФ с 1 до 24), и введены как ключи в схему обстановок осадконакопления на рис. II-5 и рис. ХII-3.
Обстановки бассейна и нижней части подводного склона (фациальные пояса 1 и 3)
СМФ-1 Спикулит (табл. II). Это темный, богатый органическим и глинистым веществом пелитоморфный известняк (вакстоун); кремнистый спикуловый известковый алевролит. Спикулы в основном кремниевые одноосные (монаксоны), как правило, замещенные кальцитом, обычно ориентированы.
СМФ-2 Микробиокластический алевритовый известняк (calcisiltit)-табл. II. Это смесь мелких органогенных обломков и пелоидов типа тонкого грейнстоуна или пакстоуна. Обычна тонкая косая слоистость типа знаков ряби.
СМФ-3 Пелагический пелитоморфный известняк (табл. III, XXIX). В микрозернистой основной массе рассеяны зерна тонкопесчаной или алевритовой размерности, представленные пелагической микрофауной (например, радиоляриями или глобигеринами) или мегафауной, такой как граптолиты, тонкораковинные двустворки Halobia и др.
Обстановки подводного склона (фациальные пояса 3 и 4)
СМФ-4 Микробрекчиевый или биокласто-литокластовый известняк типа пакстоуна, зерна первично прочные и обычно истерты. Они могут состоять как из биокластов местного происхождения, так и из обломков ранее сцементированных пород; в большинстве случаев обломки сортированы. По генезису зерна однородные или полигенные. Могут присутствовать кварц и кремнистые обломки. Этот тип пород отлагается мутьевыми потоками. Термин Месшнера [241] «аллоданический известняк» включает эти микрофации.
СМФ-5 Биокластический известняк типа грейнстоуна - пакстоуна или флаутстоуна (floatstone), если обломки достигают размерности гальки, погруженной в более тонкую цементирующую массу [402, табл. I, IV]. Это обычные фации окраин рифов, состоящие в основном из обломков организмов, заселявших вершину рифа и его склоны. Обычны геопитальные заполнения пустот и явления крышек над пустотами.
СМФ-6 Рифогенный грубообломочный известняк (reef rudstone) [102]. Крупные гальки или скелетные фрагменты, снесенные с вершины рифа или с его склонов, без заполняющего материала. Фации обычны в органогенных постройках области высокой энергии волн.
Обстановки органогенных построек (фациальный пояс 5; табл. IV,V,XVII,XVIII,XX,XXIV-XXVI)
СМФ-7 Баундстоун [91] захороненные in situ органогенные образования. Эмбри и Кловэн различают 3 подтипа: а) массивные прочные формы, растущие вертикально, образуют каркас - фреймстоун (framestone); б) корочковые обра зования в виде пластинчатых матов, перекрывающих пустоты и создающих их и инструктирующие микрозернистые слои, названные байндстоуном (bind-stone) и в) нежные, сложные по форме, похожие на крону дерева формы в большом изобилии располагаются в тонкой цементирующей массе; осадок можно рассматривать как результат улавливания взвеси организмом, и к нему применяется термин бафлстоун (bafflestone). Микрозернистая масса имеет комковатое (clotted) или неясно сгустковое (pelleted) строение.
Фации шельфа - свободный водообмен (фациальные пояса 2 и 7)
СМФ-8 Вакстоун из целых скелетов организмов [115]. Табл. V, XVIIB. Тип определяется наличием прикрепленных организмов, укоренявшихся в микрозернистой массе содержавшей лишь отдельные органогенные обломки. Осадок образовался в спокойной водной среде ниже нормального базиса действия волн и содержит сохранившуюся инфауну и эпифауну.
СМФ-9 Биокластовый вакстоун [91] или органогенно-обломочный микрозернистыи известняк [115]. Табл. VI. Почти постоянно содержатся обломки различных организмов, перемешанных роющими организмами. Условия отложения мелководные неритовые, вода подвижная. Биокласты могут быть вторично гранулированы
СМФ-10 Известняк типа вакстоуна-пакстоуна [115] (табл. XVA, ХХШАу, обнаруживающий инверсию, структурно состоящий из одетых оболочкой биокла-стов, сформировавшихся под воздействием штормов вблизи отмелей и отложенных в спокойной среде.
Обстановка отмелей волновой зоны (фациальный пояс 6)
СМФ-11 Зернистые, биокластовые известняки с крупнокристаллическим цементом: обломки нередко гранулированы [115] (табл. VII). Этот осадок образовался в условиях постоянного действия волы, вблизи базиса их действия, так что пелитовая илистая масса вымыта.
СМФ-12 Ракушник или биокластовый известняк песчаной, грубообломочной или шламовой [1115] структуры (табл. VIII). Осадок образовался в обстановке действия волн или течений, так что ил постоянно вымывался. Могут обособляться скопления специфических раковин, например, дасикладаций, указывающих на очень мелководные условия. В криноидных известняках (энкрини-тах) ил менее вымыт. Такой тип концентрации обычен для окраины шельфа.
СМФ-13 Онкоидный биоспаритовый грейнстоун [115] (табл. IXB). Обломки в оболочках водорослевого происхождения, образовавшиеся в условиях умеренно высокой гидродинамики, в очень мелководной среде.
СМФ 14 Известняк обломочный из остаточных накоплений (lag). Табл. IXC. Зерна с оболочкой, местами смешанные с ооидами и пелоидами, нередко черные с железистыми пятнами, часто фосфатизированы. Могут присутствовать ал-лохтонные обломки пород. Эти остаточные песчаники или конгломераты являются характерными маломощными осадками, формировавшимися благодаря медленному накоплению материала в зоне вымывания
СМФ-15 Оолитовый [115], ооидный грейнстоун (ooid grainstone) - табл. X Ооиды, хорошо отсортированные, с многочисленными оболочками 0,5-1,5 см в диаметре. Осадок плотной упаковки всегда с косой слоистостью, образовался в подвижных водах на оолитовых отмелях, пляжах и приливных барах. Наиболее совершенные по форме оолиты обычно образуются на приливных барах.
Полуизолированные морские отмели (фациальные пояса 7 и 8)
СМФ-16 Пельспарит [115] или пелоидный грейнстоун (табл. IXA, XIB, XIIIA) Порода состоит, видимо, из отвердевших фекальных зерен, смешанных с раковинами остракод или фораминиферами. Комки или пелоиды, видимо, образовались при переработке ила организмами и могут соответствовать лишь участкам с очень слабым движением воды. Такой осадок может постепенно переходить в пеллоидальный вакстоун (тип 19). Он распространен в приливно-отливной зоне и на намывных валах, где в них встречаются слойки с градационной слоистостью мощностью в сантиметры (очковая текстура) Эти осадки названы Фишером [112] лоферитом (Loferite).
СМФ-17 Пельспаритовый или зернистый известняк (grapestone pelsparit). Табл. XIIIA, ХХХС. Зерна, смешанные пелоиды, как отдельные, так и агглютинированные гроздьевидные, некоторые с оболочками и комками, иногда содержащими небольшие интракласты. Такие частицы Буле [28] назвал багамитом. Эти фации образовались в очень теплом мелководье со средней циркуляцией.
СМФ-18 Фораминиферовый или дацикладационный грейнстон (табл. VI, XIIIB, ХХХВ-D). Накапливается главным образом вдоль баров и в лагунах.
Изолированные морские лагуны шельфа (фациальные пояса 7 и 8)
СМФ-19. Известняк микрозернистый и отчасти разнозернистый с пелоидами (пельспарит), тонкослоистый и переработанный илоедами с биотурбациями комками с очковой или окончатой текстурой (лоферит) - табл. ХПВ. Ассоциация остракод и пелоидов, с рассеянными фораминиферами, гастроподами и водорослями микритовой основной массой образуется в сильно изолированных бухтах и заливах.
СМФ-20 Водорослевый строматолитовый микрозернистый известняк [115] - табл XIV Слойки нарастают плотно, расширяются над выступами. Более тонкозернистый кальцит чаще образуется на более высоко расположенных участках что приводит к формированию слоистости, не подчиняющейся силе тяжести' Такая строматолитовая текстура наиболее типична для зоны приливно-отливнои осушки.
СМФ-21 Микрозернистый известняк со спонгиостромовой текстурой (табл XIА XIV) Пучковидная водорослевая текстура сохраняется в тонком осадке известнякового ила в приливных затопляемых впадинах
СМФ-22 Микрозернистый известняк с большими онкоидами (табл. XVA) Структура неравнозернистая часто порфировидная, с зернами, «плавающими» в основной массе (floatstone). Это осадки спокойных вод с водорослевыми шарами состоящими из светлого органического вещества, которое позднее было обызвествлено, и при этом оно захватило тонкий обломочный известковый ил. Такие осадки типичны для мелководья за рифами и периферии бухт и проливов.
СМФ-23 Неслоистый гомогенный чистый микрозернистый известняк без органических остатков (табл. XVC). Ил отлагался в довольно засоленных лагунах при сильном испарении. Иногда в этом осадке образуются единичные кристаллы селенита или их розетки.
СМФ-24 Грубозернистый литокластово-биокластовый грубообломочный известняк с преобладанием основной массы (флаутстоун) - табл. XVI. Обломки представлены обычно микро- или тонкозернистым известняком. Заполнитель изменчив по строению. Могут наблюдаться косая перекрестная слоистость или линзы галек. Обычно такой осадок называют внутриформационным галечным известняковым конгломератом. Он образуется как остаточный осадок в приливно-отливных ложбинах.
Рис III-1 Условные обозначения для типов частиц, ископаемой фауны и стандартных микрофаций. Знак для известняков в виде «кирпичной кладки» всегда обозначает микритовую основную массу, большая дуга над изображением организма - тенденцию к образованию баундстоуна - каркасного или рифового известняка
ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ
В главе I упоминалось о решающей роли диагенеза в процессе анализа генезиса карбонатных отложений. В этом направлении проделана большая исследовательская работа. Поскольку имеется новое прекрасное обобщение Бэтерста [26] по этой важной проблеме, здесь мы остановимся на основных диагенетических явлениях, которые доступны наблюдениям. Так как многие из этих новообразований можно спутать с первично-осадочными зернами и текстурами, ни одно петрографическое исследование карбонатных пород в шлифах не может обойтись без рассмотрения вопросов диагенеза. Изменения осадочных карбонатных частиц представляет собой длительный процесс. Он начинается во время отложения осадка и продолжается долго после захоронения и первых стадий литификации.
1. Диагенез в мелководно-морских условиях.
а) Известковые илы:
В тонкозернистых карбонатных осадках голоцена изменения карбонатных минералов незначительны или отсутствуют. Наблюдаются только слабое уплотнение и структурно-текстурная переориентировка по мере осаждения полужидкого ила на дно. Плотность меняется так, что в верхних 20 см ил на 80% насыщен водой, а ниже содержание воды снижается до 50%. На глубине, которая была доступна до сих пор для измерений (7-8 м), дополнительного уплотнения не наблюдалось. Разложение захороненного органического вещества в относительно замкнутой водно-илистой среде приводит к образованию восстановительной среды. Очевидно, изменения в карбонатных илах, накопившихся в морской обстановке за последние 5000 лет и оставшихся в ней, ненамного больше. Изучение шлифов древних известняков показывает, что дополнительного уплотнения после захоронения в нормальных условиях не происходит.
б) Известковые пески:
в) Пустоты в рифовых постройках выстланы и заполнены как арагонитом, так и высокомагнезиальным кальцитом до глубины 70 м. Известны и крупные друзовые и микритовые выстилания. Насколько этот процесс имеет органическую или неорганическую природу и полностью морское происхождение, является сейчас предметом обсуждения.
г) Цементация песков сразу ниже границы раздела между морской водой и поверхностью осадка и образования твердого дна (hard ground) неоднократно описывалась для древних и современных осадков [295]. Многие из этих примеров относятся к чисто морским условиям и отражают обстановку осадконакопления. В современных морских твердых грунтах на дне Персидского залива [334] процесс арагонитовой и магнезиально-кальцитовой цементации, минералогических взаимозамещений и проникновения ила между обломками может идти от поверхности до глубины минимум в полметра и ниже.
Диагенез в глубоководных морских условиях.
а) Батерст [26, табл. XIV, с. 376] приводит список пятнадцати местонахождений сцементированного глобигеринового ила с больших глубин (от 90 до 3300 м). В большинстве случаев минерал представлял собой высокомагнезиальный кальцит, но были случаи наличия низкомагнезиального кальцита.
б) Красный узловатый известняк с корочками железистых и марганцевых минералов. В качестве механизма образования таких известняков было предложено частичное растворение арагонита или кальцита [126]. Это обычные батиальные осадки возвышений дна в Средиземноморско-Альпийской юрской геосинклинали. Частичное растворение арагонита и повторная цементация были описаны также для голоцена.
Диагенез под воздействием поверхностных вод в вадозной и фреатической (у зеркала подземных вод) зонах.
а) Механизм растворения и образования пустот следующий:
б) Цементы типа заполнения пор (все с низкомагнезиальным кальцитом) различны:
в) Развитие каличе - тонкозернистой, возможно микропойкилитовой массы, часто с неясно сгустковой или пятнистой (комковатой) структурой и тонкой волнисто-пластинчатой текстурой, либо конкреционных стяжений. Зерна часто гранулированы и органогенные остатки становятся нечеткими. Растрескивание по окружности зерен приводит к образованию брекчий. Образуются также участки крупноблокового кальцита или пойкилитовые кристаллы. Наблюдаются цветовые пятна вокруг тончайших корешков и их слепков; спутанно-волокнистый цемент следует нитям грибков.
г) Минералогические изменения и метасоматические замещения:
4. Диагенез под воздействием рассолов в приповерхностных зонах засушливых областей.
а) Процессы, при которых сохраняются пустоты.
б) Заполнение пустот гипсом - ангидритом и метасоматическое замещение кальцита сульфатными минералами.
в) Доломитизация слабо литифицированных арагонитовых осадков в результате отливов на мелководье.
5. Глубокие подповерхностные реликтовые воды (слабо изученные).
а) Растворение под давлением при захоронении. Стилолиты, разрушение зерен под нагрузкой в результате растворения (деформированные ооиды); возможно растворение ангидрита.
б) Процессы цементации, с трудом отличаемые от подобного процесса во фреатической зоне.
в) Возможна, также обширная доломитизация после литификации, однако обычно
отсутствуют данные, что доломитизация определялась проницаемостью.
г) Позднейшее развитие микропойкилитового кальцита.
д) Замещение ангидритом и последующее растворение.
БИОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ
Морфология прикрепленного бентоса
Биологические наблюдения дополняют характеристику микрофаций и оказывают помощь в интерпретации генезиса отложений. Особого внимания заслуживает морфология прикрепленных донных организмов, чей образ жизни и внешний облик тесно связаны с влиянием течений и накоплением осадка. Такие организмы обычно имеют исключительно прочные скелеты и развиваются в условиях бурного движения воды. При незначительном или умеренном течении их строение приспособлено к тому, чтобы подставлять воде максимальную поверхность для целей питания и дыхания. В других формах развились приспособления для того, чтобы избегать накопления осадка на поверхностях, обеспечивающих питание.
Ниже рассматриваются типичные формы таких организмов, как кораллы, строматопороидеи, водоросли, мшанки и губки. Приводятся некоторые данные об их экологической интерпретации.
1. Массивные и неправильные формы, в зонах высокой активности волн: некоторые из строматопороидеи, кораллы (Microsolena).
2. Волнистые, от вертикально стоящих до образующих корочки: в областях высокой активности волн, но, вероятно, в более защищенных местах: Halysites, Agaricia, Millepora.
6. Ветвистые пальмоподобные, удлиненные в направлении течения: Acropora.
Влияние глубины воды и энергии волн на морфологию кораллов и кишечнополостных в три различные геологические эпохи показано на рис. III-2. Принято несколько положений: 1) морфология имеет одно и то же значение при определении обстановки осадкообразования для шестилучевых кораллов, кораллов -ругоз и строматопор; 2) морфология определяется в своей основе движениями воды, поскольку последнее определяет, в свою очередь, такие жизненные факторы, как собирание пищи, удаление илистого и секрецию известкового вещества; 3) движение воды в своей основе обусловлено глубиной. Приводимая интерпретация, возможно, слишком схематизирована, поскольку в ней не показаны многочисленные взаимосвязанные факторы, влияющие на морфологию, как, например, течения, степень проникновения света, симбиоз, количество поступающего тонкого осадка. Однако даже если анализ здесь слишком упрощен, все-таки общая последовательность морфологических типов в геологической истории позволяет сделать интересное обобщение.
Рис. III-2. Сравнительная морфология родов кораллов, красных водорослей и строматопоровых, определяемая глубиной и гидродинамикой. Эта последовательность сознательно черезмерно упрощенная, может видоизменяться под действием варьирующих количеств взвешенного тонкого глинистого материала и органических частиц и в результате биологической эволюции
Известковые водоросли
Другую серию биологических наблюдений, представляющих ценность для интерпретации условий осадкообразования, можно сделать на материале известковых водорослей. Хотя эти организмы составляют всего 5-6% от числа известковообразующих родов, они имеют большое значение для режима карбонатообразования в условиях прозрачных вод тропических морей. Более того, водоросли с известковым скелетом можно разделить на несколько основных групп, каждая из которых имеет собственный экологический характер. В американской литературе имеется серия описательных работ, являющихся итогом исследований Джонсона [57, 61, 67, 173], которые он проводил в течение всей жизни. Здесь содержится достаточная информация по таксономии известковых водорослей и их интерпретации с точки зрения условий осадкообразования. В работе Горовица и Поттера [159, с. 75-80] можно найти ключ к определениям и ссылки на европейские работы (Пиа, Отта, Эллиота и Маслова). Наиболее всеохватывающий обзор геологической интерпретации этих форм приводится в работе Гинзбурга и др. [129], откуда заимствованы рис. III-3 и табл. III-1.
ТАБЛИЦА III-1
ОБСТАНОВКИ ОБИТАНИЯ ОСНОВНЫХ ГРУПП
КАРБОНАТООБРАЗУЮЩИХ МОРСКИХ ВОДОРОСЛЕЙ [130]
Тип водорослей и характер произрастания, |
Соленость, температура |
Глубина менее средней (оптимальная) |
Максимальная глубина |
Кораллиновые красные водоросли: Массивные и дендровидные; жесткие и членистые. Стяжения на дне моря. Рифостроители и обитатели откосов рифа |
Нормально морская. Открытые морские шельфы и заливы |
<25 м Очень мелководные, изменчивого диапазона |
200-250 м |
Кодиациевые: Коркообразующие или несущие «листья» прямостоящие и членистые. Сохраняется только кальцинированная кора |
Теплые морские воды слегка изменчивой солености. Сильной циркуляции не требуется |
<10 м |
100 м |
Дасцикладациевые Прямостоящие, членистые сегменты. Лучистые поры, выделяющие кальцисферы (плодовые образования) |
Теплые, мелководные, соленость варьирует, достигая 50-60 %о |
3-5 м Непосред ственно ниже уровня прилива |
12-15 м |
Chara oogonia |
Пресноводные, но могут сноситься в прибрежно-морские и солоноватые воды |
Очень мелководные |
<10 м |
Синезеленые - Суаnоphytes Неправильные тонкие трубчатые переплетения, образующие войлоки, массивные прямостоящие куполообразные образования, дендроидные формы, пучки, в зависимости от гидродинамики |
Очень изменчивы От пресноводных до высокозасоленных вод |
В приливно-отливной зоне |
45 м? |
СЛОВАРЬ СЕДИМЕНТАЦИОННЫХ ТЕКСТУР
Ниже приводится описание около 80 обычно распознаваемых седиментационных и органогенных текстур в карбонатных толщах. Они объединены в группы по стандартным фациальным поясам, развитым вдоль типичного профиля окраины шельфа, нумерация проведена последовательно. Часть мелких текстур описана в данной главе в качестве микрофаций. Ссылки, приведенные при описании большей части текстур, не охватывают всей литературы, а выбраны по признаку доступности и наличия хороших иллюстраций.
Подводный склон и бассейн (стандартные фациальные пояса 1, 3 и 4)
1. Флишевая слоистость. Ритмические монотонные морские разрезы, состоящие из маломощных (10-50 см) прочных известняков, переслаивающихся с несколько менее мощными мергелями или известковыми глинами. В известняках мало фауны; они обладают градационной слоистостью, если представлены карбонатными алевролитами и песчаниками (калькоалевролитами и калькаренитами) [362, с. 69; 407, с. 8 и Словарь AGJ, 1973, с. 270] -табл. XXVII В.
2. Серии Бума. Характерны идеальные наборы из пяти элементов, составляющих в целом полную серию турбидита. Один или более элементов могут выпадать. Сверху вниз это: Е - пелитовый, D - верхний параллельно-ламинационный с тонкой горизонтальной слоистостью, С -средний ламинационный с тонкой слоистостью ряби течений, В - нижний ламинационный с тонкой параллельной слоистостью, А -грубый градационный осадок [49, 362].
3. Глинистые потоки с экзотическими глыбами - обломочные потоки. Валуны и глыбы диаметром до 10 футов (1 фут -30 см) и более, окруженные глинистым материалом потока, представляющим собой тонкий заполнитель [362, с. 65].
4. Слепки борозд (flute casts). Знак на подошве пласта - рельефный, субконический валик с острым или закругленным концом, направленным против течения, а противоположным расширяющимся и сливающимся с поверхностью наслоения -по течению; образовался в результате заполнения эрозионной борозды [273, с. 307].
10. Mn-Fe корки и конкреции. Карбонатная литификация современного океанического дна в основном из глобигеринового ила с примесью скелетного вещества бентосных организмов идет на глубинах в пределах 200-3500 м. Местами здесь существует поверхностная кора, перекрывающая в целом неуплотненный осадок. Некоторые из этих корочек, стяжений и налетов обогащены окислами марганца и железа, образовавшимися в ходе постоянного процесса растворения и повторного осаждения в пределах химического барьера, существующего вблизи границы осадка и воды [126, 251, 289].
11. Конгломераты, сформированные in situ при частичном растворении. Грубообломочный материал, образовавшийся при растворении известняковых корок in situ на морском дне и, возможно, местами несколько смещенный вниз по склону. Некоторые из этих глыб или галек сцементированы железистым веществом, другие -нет. В основной массе присутствует в довольно большом количестве микроскопический скелетный материал (остракоды, фораминиферы и др.). Обычно наблюдаются стилолиты, разделяющие обломки [126, с. 26-27; 158].
12. Переотложенные обломки и осадки с вторичной структурой. Оползневые рулеты и другие фрагменты дислоцированных в полупластичном состоянии пачек могут слагать пласты пород. Местами оползшая масса может представлять собой хаотическую мешанину (меланж) крупных резко наклоненных глыб без внутренних деформаций (см. № 3 в настоящем перечне). В других случаях пласты деформированы пластично и переходят по простиранию в осадки с переработанной структурой. Промежутки между глыбами и оползневыми складками заполнены грубообломочным оползневым материалом [36, с. 512].
13. Знаки ряби течений или мелкая косая слоистость. Это обычные синонимы для поперечных асимметричных знаков ряби [273, с. 297]. Гряда ряби формируется перпендикулярно направлению течения. Они образуются в результате периодических колебаний - пульсаций течения у поверхности зернистого материала на дне моря. Они обычно невелики по размерам и часто формируются под воздействием течений ниже базиса действия волн [335, с. 99-113; 273, с. 333].
Окраина шельфа и мелководный шельф перед и позади окраины шельфа (стандартные фациальные пояса 2, 5-7)
17. Известняки массивные неправильно чередующиеся со средне- и грубопластовыми. Пласты различной мощности от однородных мощных массивных до более тонких (менее 50 см), часто с глинистыми прослоями. Обычны в шельфовых толщах [237, 273, с. 321].
Купола из известкового ила на шельфах и склонах окраин шельфа (стандартные фациальные пояса 4 и 7)
Некоторые из этих форм более детально рассмотрены в нижеследующих главах.
Поверхности несогласия, указывающие на отсутствие
или сильное замедление осадкообразования и маркирующие
«стратиграфические перерывы» (стандартные фациальные пояса 5-8)
35. Плоские зоны коррозии. Абразия и срезание поверхностей морскими течениями, растворение поверхностными водами, содержащими органические активные вещества. Текстура может оказаться неотличимой от некоторых «hard grounds». Процесс образования частично тот же самый.
Приливно-отливные равнины, зоны осушки, ложбины, валы, подпруженные озера, пляжи (стандартный фациальный пояс 8)
Эти многочисленные обстановки второго порядка были выделены давно и тщательно изучены. Разнообразные текстуры осадконакопления описаны в трудах симпозиума по осадкам приливно-отливной зоны [72] (Лаборатория сравнительной седиментологии, Университет Майами).
44. Однородные, штормовые слои. Такие выдержанные слои, обычно не содержащие фаунистических остатков и хорошо диагностируемые, образуются во время крупных штормов, взмучивающих ил на дне мелководных заливов и озер и откладывают единый мощный пласт в области отмелей [332, с. 583, рис. 22].
45. Водорослевые войлоки, образующие строматолиты (табл. XIV). Войлоки, состоящие из разнообразных сообществ в основном синезеленых водорослей и диатомеи, образуют полуустойчивую открытую сетку, в которую проникают известковый ил и песчаные зерна и задерживаются ею. Слизистые выделения водорослей и диатомеи в сочетании с тонкими нитями действуют как строительные элементы. Внутренней известковой постройки у водорослей не наблюдается, исключая «трубочки girvanella», однако сохраняется тонкая слойчатость, отражающая периодическое накопление ила [183, 217, с. 169-205; 261, с. 285].
48. Окончатая тонкая слоистость (лоферит, известняки с текстурой «птичьего глаза» -табл. XIIB, XIIIA, XIXA). Тонкослоистый микритовый известняк или доломит с линейно и параллельно расположенными порами, наиболее крупные имеют строматактоидную форму. Местами наблюдается заполнение полостей осадком с поверхности (geopetal fills). Осадок комковатый. Текстура образована в процессе высыхания и ее наилучшее выражение связано с затопляемых приливами зонами прибрежных равнин, где чередуются затопление и максимальное осушение [112, с. 124; 335].
Эвапориты надприливной зоны (себха) и связанные с ними карбонаты зоны осушки (стандартные фациальные пояса 8 и 9 в сильно засушливом климате)
64. Горизонтальные трещины отдельности в известняках и доломитах. Горизонтальные трещины параллельные слоистости, связанные с уменьшением объема осадка, вероятно в результате высыхания или обезвоживания в субаквальных условиях при изменении концентрации рассолов [113, с. 148].
71. Соляные воронки и ножевидные кристаллы селенита (табл. XVC). Изолированные слепки или отпечатки типичных кристаллических форм галита или гипса могут изолированно встречаться в рассеянном виде. Они маркируют пустоты растворения или замещения карбонатом растворимых первичных минералов, которые раньше замещали карбонатные осадки и росли в их пустотах на себха (засоленых низменных побережьях). Наиболее распространены разбросанные следы «прорези» кристаллов селенита.
АНАЛИЗ ШЛИФОВ В ЦЕЛЯХ ВЫЯВЛЕНИЯ ОБСТАНОВКИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ
Из одного шлифа можно извлечь обширную информацию об обстановках осадкообразования, как можно видеть, изучив табл. I. Поле зрения примерно 1,0 на 1,4 см, Х16, поляризованный свет. Образец отобран из кровли пласта мощностью 3,5 м, обладающего слабо наклонной косой слоистостью и залегающего над пластом с крутонаклонной косой слоистостью, представляющим собой фланкирующие слои биогерма (рис. ХII-6). Это разновидность СМФ-5. Отложения относятся к серии Вирджил (позднепенсильванской), встречаются в горах Сакраменто, обнажение представляет собой северную стену ущелья Драй Кеньон над шоссе штата Нью-Мексико в 52,5 милях к северо-востоку от г. Аламогордо. Уже этот один шлиф указывает на соленость воды, гидродинамическую энергию, степень сцепления и окисления донного осадка, характер накопления осадка и до некоторой степени на более позднюю диагенетическую историю осадка. Правильная вертикальная ориентировка образца легко определяется на основании его микростроения.
Физико-химические особенности водной массы
во время осадконакопления (на основании экологической
интерпретации комплекса организмов)
Биотический комплекс указывает на тропические воды с нормально-морской или, возможно, несколько повышенной соленостью по следующим причинам: иглы морских ежей и остатки иглокожих обычно свидетельствуют о нормальной солености; фораминиферы обильны и разнообразны; Tricitites (фузулиниды), Paleotextularia, Globovatvulina являются крупными фораминиферами, характерными для обстановки теплого открытого моря; Tiberatina, Calcitornella и Archeodiscus представляют собой обрастающие коркообразующие организмы и, вероятно, обитают на растениях и мягкотелых животных - так же, как обильные пластинчатые водоросли; пластинчатые кодиациевые водоросли в современных морях живут в теплой тропической хорошо освещенной воде, обычно на глубине менее 15 м; широко распространенные синезеленые коркообразующие водоросли совместно с фораминиферами указывают на довольно мелководные условия зоны проникновения дневного света; остракоды - многочисленные, встречаются повсеместно, колонии мшанок в виде пустотелых сфер, включенных в микритовую массу и попавших во фланкирующие слои рифа из более спокойных условий; окатанные, разбитые раковины гастропод, внутри обросшие корочкообразующими организмами, несомненно попали извне. Следует заметить, что многие характерные обломки организмов отсутствуют: брахиоподы, обычно наиболее распространенные мшанки, морские лилии, красные водоросли, кораллы, часто встречающиеся моллюски. Отсутствие или редкость таких форм указывает, что органогенно-обломочный материал образовался не за счет организмов, живущих только в условиях открытого моря, а вероятно, воды, покрывающие шельф, были более теплые, с истощенными пищевыми ресурсами, и даже несколько более соленые, чем воды открытого моря.
Гидродинамическая энергия
Обратите внимание на структуру: порода представляет собой пакстоун с широким набором органогенных обломков различного облика и размера и несомненно различного происхождения. Несортированные зерна составляют около 50% объема осадка. Основная масса состоит из комковатого карбонатного материала алевритовой и песчаной размерности с небольшими участками более крупного кристаллического кальцита. Более крупные обломки, такие как водорослевые пластинки и иглы морских ежей, округлены, одеты оболочкой и микритизированы, что указывает на значительное движение зерен в воде перед захоронением. Следует отметить перекристаллизацию и проникновение цемента внутрь водорослевых пластинок. Корочковое строение не сохраняется. Более мелкие органические обломки не очень изменены, поскольку от механического истирания они защищены эффектом поверхностного натяжения. Меньшую часть обломочного материала составляют обломки пород. Левая центральная часть и центр шлифа на табл. I содержат два комка диаметром около 3 мм по фактическому расстоянию. Их основная масса представлена микритовым веществом, на что указывают более темный тон и плотность ее по сравнению с основной массой породы. Эти литокласты содержат биокласты и пеллетондный материал. В более крупном комке видна колония мшанок в виде полой сферы. Комок, возможно, образовался вокруг колонии мшанок. Комок в центре во время отложения оставался мягким. Он был уплощен под давлением водорослевой пластинки, лежащей над ним. Но это не стилолитовый контакт, образовавшийся под воздействием позднего давления. Примерно двадцать темных пелоидов диаметром 300-400 микрон рассеяны внутри крупных комков и в основной массе осадка. Они представляют собой ранее консолидировавшиеся комки известкового ила и могут быть либо фекальными таблетками, либо формами типа «штайнкерн» (внутренние слепки) раковин остракод (обратите внимание на раковинку остракоды в нижнем правом углу). При любом типе образования эти крупные обломки были, вероятно, оторваны от осадка и прошли некоторый путь до момента отложения, что указывает на некоторую подвижность среды.
Упаковка основной массы, диагенез и ориентация
Крупные обломки были сгружены вместе и образовали структуру, все элементы которой опирались друг на друга. Вся масса отложиться могла либо одновременно, совместно с тонкопесчаным и глинисто-алевритовым материалом, либо, что более вероятно, тонкий материал мог быть вмыт позднее. В любом случае тонкий материал основной массы был преобразован в микрокристаллическое вещество. Крупный участок кальцита, представлявший собой первоначально пустоту, наблюдается в нижнем правом углу шлифа.- Увеличивающиеся к центру кристаллы кальцита и довольно частая встречаемость входящих углов [26] на контактах кристаллов кальцита являются бесспорным аргументом в пользу заполнения цементом пустот. Происхождение пустоты может быть объяснено несколькими причинами: это могла быть полость, перекрытая экранировавшими ее водорослевыми пластинками, или норка роющего организма, или пространство, ранее занимавшееся бесскелетным, полностью разложившимся организмом. При любом происхождении на дно пустоты упал или был вмыт осадок таким образом, что более крупные частицы попали туда после мелких. Этот осадок, возможно, образовался в результате разрушения кровли; более крупные обломки в нем угловатые, а кровля пустоты более зазубрена, чем дно. То, что такое частичное заполнение осадком произошло на ранних стадиях литификации, подтверждается наличием изолированных, не связанных фораминйфер, обломки которых встречаются среди заполнения.
Еще ряд доказательств указывают на то, что микрозернистый осадок заполнял пустоты в породе типа пакстоун, каркас которой состоит из более крупных зерен; на них опирается весь осадок. Во-первых, наблюдаются признаки оседания. Одна сторона крупных удлиненных зерен предпочтительно содержит мозаичное кристаллическое заполнение кальцита, крупность которого растет к центру. То, что ранний диагенез такого типа охватывает в небольших масштабах всю основную массу, подтверждается светлой окраской основной массы, имеющей неправильный, почти клочковатый характер, и размерность зерен, соответствующую грубомикрокристаллической. Зерна, отделенные этим микрокристаллическим веществом и составляющие общий заполнитель, имеют тонкопесчаную и алевритовую размерность (50-100 микрон).
Такая основная масса очень распространена в породах типа «пакстоун», содержащих заметное количество зерен различного размера, образующих опорный каркас породы; она позволяет определить ориентировку образца. В дополнение к описанному явлению признаков оседания под зернами, пустота сразу слева от центра фотографии содержит на днище осадок «вадозных» кристаллов алевритовой размерности, описанный Данхэмом [93]. Перемешанные крупные зерна не обнаруживают предпочтительной линейной ориентировки, но рост кристаллов при диагенезе определялся первичным строением основной массы, что указывает на раннюю цементацию. Нет оснований для утверждения об образовании такой цементации под влиянием поверхностных вод или в подводных морских условиях. На кровле мощного пласта, из которого был отобран образец, видны признаки окисления (красные пятна), и она представляет собой, как минимум, поверхность приостановки осадконакопления, если не поверхность, находившуюся под воздействием атмосферы.
Таким образом, рассматриваемый осадок представляет собой органогенный шлам, который некоторое время перемещался по дну моря в очень мелководных условиях тропического морского бассейна на глубине менее 50 футов (15 м) при нормально-морской или слегка повышенной солености. Структура основной массы указывает на отложения ниже базиса действия штормовых волнений, где тонкие частицы (т. е. известковый ил) вымывались и уносились. Область формирования представляла собой отмель на краю ранее сформированного карбонатного илового купола или холма, образованного пластинчатыми водорослями. Осаждение тонкого, в основном алевритового по размерности, материала происходило между более крупными зернами, образовывавшими каркас, возможно, во время всего одного шторма. Литификация началась рано, когда тонкозернистый алевритовый материал начал оседать, заполняя промежутки в каркасе из более крупных зерен, частично перемещаясь при этом и заполняя пространство на дне пустот. Кальцитовый цемент заполнял поры всех размеров, образуя большие участки кальцитовых выполнений, а там, где известкового ила было побольше, образовал неравномерную, сгустковую основную массу.
ЗНАЧЕНИЕ ОКРАСКИ
При изучении обнажений или керна можно потратить много времени, описывая с помощью цветовых стандартных таблиц точный цветовой тон и его оттенки, поскольку окраска является легко наблюдаемым, хотя и изменчивым свойством породы и имеет большое значение для понимания среды осадконакопления [198, с. 123; 401, с, 129-141]. Однако вариация окраски, связанная с изменчивостью зернистости основной массы, кристалличности, содержанием пигмента, выветриванием, велика, и поэтому ее подробное описание в целом бесполезно. Для карбонатных пород существенными для изучения среды осадконакопления являются всего три основных типа окраски: темная, светлая и с красноватым оттенком. В некоторых тонкозернистых известняках достаточно ничтожных содержаний красящего вещества для создания отчетливой окраски. Совершенно черный известняк необычайно тонкой кристаллической структуры (как «Марбр Нуар» в Бельгии) содержит всего в среднем 1-2% нерастворимого остатка, 0,2%-органического углерода. Светлоокрашенные известняки поэтому представляют собой почти чистый карбонат кальция без каких-либо следов пигмента. Цвет выявляется полностью при окислении и выветривании, причем следы Fe203 дают обычно бурый, бледно-желтый или кремовый цвет. В каменоломнях, заложенных на месторождениях известняков шельфового происхождения, влажная порода, как правило, имеет серую окраску, в особенности, если она тонкозернистая.
Мелководные заливы и лагуны на поверхности имеют покров из весткового ила, который обычно окисляется под действием перемешивания в процессе деятельности роющих организмов и, возможно, по; действием кислорода, образовавшегося при фотосинтезе синезеленымь нитчатыми водорослями. Захоронение этого материала под слоем осад ка в несколько сантиметров и удаление из него 02 морской воды при водит к быстрому формированию восстановительных условий с обра зованием H2S, серой окраски и почернения некоторых частиц, богаты? органическим веществом. Разложение захороненного органического шлама приводит к образованию восстановительной среды, в которой по-видимому, содержатся активные анаэробные и серобактерии. Такш мелководные илы, однако, отлагаются с содержанием только нескольких десятых процента органического1 углерода. Их окраска в основном серая. Очевидно, что известняк с четко выраженной темно-серой, темно-бурой или черной окраской должен образоваться в значительно более восстановительных условиях и при несколько более высоком содержании органического углерода, чем обычно наблюдающиеся е мелководных шельфовых лагунах. Если известняки шельфа встречаются в миогеосинклиналях или бассейнах, то они становятся темнее и приобретают почти черную окраску вследствие сохранения следов органического вещества и сульфидов железа, рассеянного в основной массе породы. Для полного окрашивания достаточно их всего 1 или 2%. Сохранение этого количества связано, возможно, с более быстрым захоронением и более однородными морскими условиями и отсутствием возможностей для периодического окисления в результате действия штормовых волнений. Известняки, встречаемые совместно с силикатными или глинистыми бассейновыми отложениями, в большинстве случаев (хотя и не всегда) имеют темную окраску.
Для анализа условий накопления необходимо не только различать светлую и темную окраску, но и обращать внимание на красновато-пурпурные оттенки. Установлено, что более или менее устойчивые окислы железа являются основным красящим компонентом терригенных обломочных пород, либо унаследованным от ранее существовавших обстановок накопления, либо поступавшим непосредственно из среды образования осадка. Карбонатные породы красноцветных шельфовых толщ обычно имеют светлую окраску, если только на них не образуются поверхностные пятна в процессе выветривания. Однако красновато-пурпурные карбонаты, в частности энкриниты, не так уж редки в бассейновых и геосинклинальных пластах. Железистый пигмент мог образоваться в окислительных условиях на подводных выступах их рельефа и быть снесен в геосинклинальные троги. Более глубоководные карбонаты могут быть красными или розовыми, или пурпурными благодаря сохранению пигментов окислов Fe и Мп, как это бывает при формировании радиоляритов и кремнистых сланцев. Сохранение гидратированного Fe203 в глубоководных бассейнах с медленной седиментацией, вероятно, является функцией скорости захоронения разлагающегося органического вещества [Фишер в работе Мезолелла и др., 244, с. 54]. Лимонит образуется в широких масштабах, но в ничтожных количествах в морской воде. При нормальном осадконакоплении захоранивается достаточное количество органического вещества для того, чтобы в пределах субстрата восстановить Fe до пирита; но в областях очень медленной седиментации, обычных в глубоких бассейнах с дефицитом осадков, бактериальное разложение приводит к окислению органического вещества еще до того как оно будет захоронено. Примерами глубоководных криноидных отложений розовой окраски могут служить ордовикский известняк Мокассин в шт. Теннесси, Хирлатцкальк (юра) северной части Известняковых Альп, известняки Чейпел (миссисипская система) поднятия Льяно-Эстакадо в шт. Техас и пограничные слои юры и мела в Оманской геосинклинали в Аравии. Аммонитико Россо и Аднетеркальк (юрская система) представляют собой конгломераты красного цвета, образовавшиеся на внутренних поднятиях Альпийской геосинклинали.
ОБЛОМОЧНЫЙ КОМПОНЕНТ
Небольшое количество терригенного или органогенного кремнистого обломочного материала в карбонатном осадке может иметь большое значение с точки зрения определения условий осадконакопления. Оно может быть рассеяно в карбонатной основной массе, или присутствовать в виде зерен, или концентрироваться в тонких дискретно расположенных прослоях. Обычная методика многократного травления кислотами шлифа и получения нерастворимого остатка на предметном стекле с целью его изучения под бинокуляром была описана выше. Минералогическое исследование рентгеновским дифракционным методом также представляет собой обычный способ, который можно применять при условии, что оно не заменяет собой петрографическое изучение. Поскольку большая часть карбонатных пород является относительно чистыми, возрастание количества нерастворимых примесей, особенно в относительно грубых фракциях, может указывать на влияние суши. Специальное изучение нерастворимых остатков карбонатных пород было предпринято Мак-Квином [240] из Бюро геологии и рудников штата Миссури, обзор таких исследований сделан Айрлендом [166]; методика была использована с целью установления коррелятивных признаков в кембро-ордовикских и миссисипских отложениях Мидконтинента и Техаса. Детально описаны типы аутигенных кремней и кварца и обломочные зерна кварца с учетом структуры, окраски и заключенных в них отпечатков фауны и ромбоэдров кальцита. Все термины, применяемые при описании, приводятся в статье Айрленда. Причины широкого распространения разнообразных типов кремней и вопросы установления фаций осадконакопления относительно хроностратиграфических единиц не разрабатывались, и изучение кремнистых остатков параллельно с изучением минералов тяжелой фракции в терригенных осадках стало меньше привлекать внимание, хотя и та, и другая методика применима при расчленении мощных карбонатных толщ.
В крупных карбонатных пачках часто встречаются два типа обломочных зерен кремнезема, хотя их количество ничтожно. Известны округленные, матированные, довольно крупные зерна кварца, образующие зоны во многих разрезах. По-видимому, они представляют собой прибрежные дюнные и пляжевые пески, переработанные в морской среде. Такие зоны известны на раннеордовикской платформе, сложенной отложениями шельфового мелководья и приливно-отливной зоны, окаймляющими Канадский щит в Северной Америке. Некоторые из таких зон в настоящее время находятся в областях, удаленных на сотни километров от первоначальных песчаных береговых линий огромного моря, располагавшегося поперек щита, в пределах которого шло карбонатообразование. Отложения Южного шельфа современного Персидского залива характеризуются содержанием до 10% таких зерен, снесенных с крупных песчаных дюн в море вдоль южного берега п-ова Катар [Шинн, в работе 297]. Кварцевые зерна настолько устойчивы, что могут широко распространяться в карбонатной среде без заметного износа или растворения.
Другим типом силикатных обломочных зерен карбонатных пород являются угловатые кварц и полевые шпаты алевритовой размерности; по-видимому, они принесены ветром. Моделью снова является режим осадконакопления в Персидском заливе в голоцене [297]. Обширные пыльные бури в заливе способны перенести алевритовые и глинистые частицы на расстояние в 400 км, т. е. через весь залив. Вероятно, большая часть тонкого материала в осевой части Персидского залива к востоку от п-ова Катар (как карбонатного, так и терригенного) принесена ветром. В геологической летописи могут отмечаться такие алевриты как горизонты концентрации в отложениях приливно-отливной зоны, где часто встречаются также округленные, матированные песчаные зерна кварца и примеси (следы) тория обломочного происхождения. Эти толщи отличаются по четким гамма-максимумам. На эоловое происхождение радиоактивного обломочного материала указывают данные по цикличной позднедевонской формации Дюпероу в бассейне Уиллистон в шт. Северная Дакота, где обнаружены пачки глинисто-алевритистых доломитов в эвапоритовой толще, образовавшейся в условиях себхи (гл. X). В этих пачках отмечаются радиоактивные алевритовые зерна, распределение которых показано на рис. III-4. Область питания песчаным материалом располагалась к югу, где гамма-активность становится более интенсивной.
Такие же большие пики или «скачки» гамма-активности типичны для мощных карбонатных толщ, содержащих очень мало примесей, ордовикских, силурийских и миссисипских отложений бассейна Уиллистон [198, с. 382; 282]. Сходные маломощные зоны высокой гамма-активности известны в силуро-девонских отложениях бассейна Западного Техаса. Во всех этих случаях такие коррелирующие признаки широко прослеживаются по всей территории бассейнов, а «вездесущий» алевритовый терригенный материал, вероятно, имеет эоловое происхождение.
Пласты измененного вулканического пепла (бентониты или мета-бентониты) могут являться важными существенными компонентами карбонатных толщ, играя роль маркирующих горизонтов (геохронологических реперов) при корреляции. Такие пласты были обнаружены в отложениях среднего ордовика Аппалачей [89, рис. 10-18]. М. Кей [180] использовал эти бентониты для того, чтобы увязать между собой развитые на востоке темные аргиллитовые фации группы Трентон (шт. Нью-Йорк) с западными известняковыми. Действующие вулканы в областях подвижной суши к востоку от ордовикской Аппалачской геосинклинали поставляли пепел, разносившийся ветрами из области постоянных северо-восточных ветров низких широт ордовикского периода на запад до самого штата Огайо. Бентониты использовались для корреляции по данным бурения среднепермских (уордских) пластов формации Сан-Андрее в Западном Техасе, к востоку от платформы Сентрал Бейзиц. Бентониты установлены также в формациях Боквилас и Сан-Фелипе в Западном Техасе и Северной Мексике. Четкая горизонтальная слоистость, резкие контакты, отделяющие бентонитовые мергели от карбонатов, и присутствие пелагической фауны указы вают на их отложение в довольно глубоководных условиях в открытом море, над которым западные ветры разносили пепел. Подобные же явления имели место вдоль всего мелового орогенного пояса Скалистых гор. Бентониты одного и того же возраста широко прослеживаются к востоку от этого пояса в терригенных толщах штатов Вайоминг и Монтана.
Рис. III-4. Области наиболее сильной гамма-активности и распределение песчано-алевритового материала в горизонтах эвапоритовых доломитов верхних частей циклов низов формации Дюпероу бассейна Уиллистон, штаты Монтана, Северная Дакота и Саскачеван. Маркирующие горизонты С2, Р1 Р2 и. В представляют собой маломощные алевритистые зоны в серо-зеленых доломитах с микритовой структурой, ассоциирующих с ангидритами. Форма береговой линии и присутствие песка указывают на источник терригенного материала (эолового?) на юге. По Уилсону [413, рис. 13]. См. также гл. X, где рассматриваются карбонатные формации Дюпероу
Пласты глин также важны для петрографии карбонатных пород, хотя сам по себе минеральный состав глинистого вещества не является определенным индикатором условий осадконакопления из-за того, что многие минералы имеют обломочное происхождение, и из-за диагенетических преобразований [134, 399]. Крумбейн и Слосс [198] приводят таблицу, где дается краткая характеристика условий осадкообразования основных минералов глин (каолинита, монтмориллонита, иллита, хлорита).
Помимо этого, само присутствие глинистого «заражения» в карбонатной по преимуществу породе указывает в большинстве случаев на отложение в условиях спокойных вод и значительных глубин. Во многих случаях темные известняки к центру бассейна утоняются, давая темные аргиллитовые отложения. В таких пачках слои глинистых пород четко отделяются от карбонатов, причем оба типа пород довольно чисты по составу, хотя и постоянно переслаиваются. В более мелководных отложениях действием течений, волнений и роющих организмов перемешивается карбонатный и глинистый материал, часть которого первоначально отлагалась в виде четко изолированных пластов. Захоронение такого частично смешанного, частично разделенного материала приводит к образованию компактных пластов глин и разобщенных стяжений или линз известняка с узловатой структурой и текстурой течения, или к осадочному будинажу. Пласты глинистой карбонатной породы подвергаются стилолитизации, и контакты между линзами - будинами, органогенными обломками (например, обломками морских лилий) обычно резко подчеркнуты стилолитами, в которых концентрируется органическое и глинистое вещество или ромбоэдры доломитов. Есть основания считать, что глинистые прослои в карбонатных породах определяют положение стилолитов, которые обычно параллельны слоистости. Интересно, что содержание глины в известняке обычно небольшое; всего 5-10% бывает достаточно, чтобы сформировался профиль выветривания, типичный для чистой глины и алевролита. Как было указано выше, присутствие в море глинистых частиц препятствует образованию СаС03 организмами, и глинистые осадки обычно бескарбонатны. Многие мергели (обогащенные карбонатами глины и алевриты) содержат более 50% СаС03, но не являются известняками в каком бы то ни было смысле.
ПОРИСТОСТЬ И ПРОНИЦАЕМОСТЬ
Наличие порового пространства является важной особенностью некоторых карбонатов и, естественно, петрографы уделяли ее изучению много внимания, выясняя происхождение и отношение к водопроницаемости и фильтрации. Хэрбо в своей работе [64] рассматривает методы изучения пористости и водопроницаемости. В их число входит определение общей плотности - плотности зерен, впрыскивание .ртути для определения капиллярного давления, пропитывание пластиком пустот пор, пришлифовка кожей с ювелирным красным порошком или окисью хрома хорошо отполированных поверхностей для подчеркивания пор и изучение шлифов в поляризованном свете.
Пористость в карбонатных породах на удивление изменчива и по сравнению с пористостью песчаников в общем незначительна. Продуктивная пористость коллекторов с объемом пор в 5-10% не является редкостью. Читателю следует обратиться к нескольким работам по этому вопросу [64, 257, 360, рис. III-5 настоящей книги]. Учитывая генезис можно выделить несколько типов пористости, связанных с процессами:
5) сохранением (очень тонкой) пористости в мелу, вызванной ранней цементацией и замещением первичного строения известкового ила более крупными кристаллами кальцита; сохраняется пористость более 30%, проницаемость очень низкая;
6) ранней доломитизации нелитифицированного карбонатного ила и их доломитизации с образованием сахаровидных пород. Этот процесс сохраняет первичную пористость, поскольку при замещении кальция магнием в илу ион карбоната используется при построении несжимаемого доломитового каркаса растущими кристаллами.
На рис. III-5 предлагается ключ для описания пористости в следующем порядке: генетический вид (модификатор)+размер+тип+ +процент от общего объема породы. Например: вторичная эогенети-ческая межкристаллическая пористость и пористость доломитизации пустот- 10% [65].
Цитируется по изданию: Дж. Л. Уилсон. Карбонатные фации в геологической истории. Пер. с англ., М., Недра, 1980, 463 с . Пер. изд.: ФРГ, 1975. All Rights Reserved. Authorized translation from English language edition published by Springer-Verlag Berlin-Heidelberg-New York.