Седиментология

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

изолирующего забарьерную шельфовую лагуну (рис. 9.1). Ширина таких лагун редко превышает 100 км.

Окаймленные карбонатные шельфы отличаются от своих терригенных аналогов тем, что они обычно имеют плоскую поверхность (высокая скорость осадкообразования позволяет шельфам «поспевать» за любыми подъемами уровня моря) и рифовый барьер на окраине. Современные окаймленные шельфы обычно обладают рифовой окраиной, сложенной кораллами и кораллиновыми водорослями, однако в прошлом эту нишу могли занимать другие организмы, например, цианобактерии - в докембрии; строматопороидеи - в раннем палеозое; рудисты - в меловом периоде.

Рассмотрим основные характеристики рифовых систем, представляющих собой обязательный элемент, как окаймленного шельфа, так и эпиконтинентальной платформы. Что такое рифовый барьер? Разберем наиболее значимые для «рифовой» проблемы термины.

Современный риф – морская донная эвфотическая экосистема, сбалансированная литодинамически и трофодинамическ; для нее обязательной является способность к автотрофному производству биомассы и карбонатфиксации (Преображенский, 1982).

Какие условия необходимы для роста рифов?

Литодинамическое равновесие → скорость роста рифа должна соответствовать скорости повышения уровня моря или погружения дна бассейна (Ч.Дарвин).

Трофодинамическое равновесие → автотрофы или продуценты должны производить достаточное количество пищи для гетеротрофов или консументов. Обычно рифы состоят из двух частей, разобщенных в пространстве и альтернативных по своей биологической направленности – продуцирующей и потребляющей (Преображенский, 1986). Продуценты, или автотрофы, располагаются во внешней, наиболее гидродинамически активной зоне рифа и формируют водорослевый волнолом, где происходит наиболее интенсивный биогенный рост за счет максимальной скорости роста Известковых водорослей. Здесь же происходит наиболее активное разрушение рифового массива. Преобладание водорослей связывается с постоянным действием ураганов в пассатной зоне тропической климатической области. Частые ураганы приводят к гибели кораллов, в то время как водоросли сохраняются. Консументы занимают тыловую, более спокойную часть рифа. Энергетическая направленность этой части рифа – гетеротрофная. Внешняя часть рифов и особенно водорослевый волнолом обычно морфологически выражены (Беляева, 2002).

Среди организмов, формирующих рифовый каркас, выделяются: Каркасообразователи - организмы, которые благодаря своему скелету, массивному и быстро растущему, формируют каркас.

Цементаторы - формы, которые облекают в виде корки базальную часть рифового каркаса и консолидируют его отдельные части в единую прочную структуру.

Пескообразователи - те организмы, чьи карбонатные скелетные остатки формируют неконсолидированный осадок, ассоциированный с рифом. Эти организмы продуцируют в 50 раз больше карбоната, чем все остальные каркасообразователи вместе взятые.

Рис. 9.2 иллюстрирует основные характеристики каркаса и заполнителя в биогермных известняках. Обратите внимание на то, что для образования биогерма зачастую достаточно присутствия в его составе всего 30% каркасных разностей.

Рифовый каркас - это функциональное ядро рифа, сложенное смыкающимися друг с другом фрагментами колоний (коралловых, водорослевых и т.д.), погребенных на месте при взаимном обрастании и консолидированных в устойчивую к волнам структуру с помощью органической и неорганической цементации.

Согласно определениям, приведенным в справочнике «Современные и ископаемые рифы. Термины и определения» (1990), ископаемая органогенная постройка – это обособленные карбонатные тела, происхождение которых связано с жизнедеятельностью организмов,

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

способных аккумулировать и отлагать биогенный карбонатный материал в форме твердых элементов и каркасных структур.

Под термином «ископаемый риф» понимается наиболее сложная органогенная постройка, представляет собой пространственно обособленное тело, состоящее из собственно биогермных частей и заключенных в них сопутствующих отложений, и включающего совокупность характерных рифовых фаций - отложений лагуны, рифового шлейфа, рифового гребня, рифового плато.

Рост рифовой системы во многом определяется топографией дна морского бассейна и наличием морфологически выраженного уступа. Необходимость такого уступа определяется несколькими причинами (Фортунатова, 1997; Беляева, 2002).

Биологическими: глубоководные впадины являются основным поставщиком азота, фосфора и органического вещества, поступающего из глубоких вод, необходимых для того, чтобы автотрофы могли синтезировать продукты питания для гетеротрофов.

Геоморфологическими: уступ необходим для того, чтобы разрушенные во время штормов обломки могли беспрепятственно сбрасываться во впадину, не нарушая рост рифового массива.

Океанологическими: наличие уступа контролирует нормальное распределение теплых и холодных течений в океанах (так, современные теплые течения омывают континенты с востока, где и распространены основные зоны формирования рифов). Факторами, контролирующими латеральное размещение зон повышенной концентрации биогенного СаСО3, являются направление и сила течений, а также направление ветров. Градиент ветровой и гидродинамической нагрузки определяет морфологические различия современных рифов. Широко известен тот факт, что зоны активного роста современных

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

рифостроящих организмов обращены навстречу течению и преобладающему направлению ветров, что вызвано большой скоростью поступления зоопланктона, карбоната и кислорода, а так же скоростью удаления продуктов жизнедеятельности организмов. Такое четкое ограничение оптимальных условий максимальной концентрации СаСО3 приводит к тому, что ширина зон биогермообразования и зон с преобладающей биокластовой седиментацией различается на порядки (1-3 км против сотен км).

Рисунки 9.3 – 9.6 иллюстрируют примеры разновозрастных рифогенных построек. На эпиконтинентальных платформах рифовый пояс приурочен, как правило, к верхней части континентального склона. Одним из примеров такого пояса является пояс органогенных массивов, протягивающийся на тысячи километров, параллельно западной границы Уральского палеоокеана. Они изучены в естественных обнажениях и представляют собой памятники геологические прошлого. Один из них – риф Бадъя, расположен на Полярном Урале (рис. 9.7) и сформирован цианобактериальными сообществами (Антошкина, 2000).

Примером современного окаймленного шельфа является шельф Флориды, строение которого детально рассмотрено в работе М.Таккера и П.Райта (Tucker & Wright, 1990). Рифовая кайма в виде приподнятых рифовых и оолитовых отмелей, обозначена Флоридскими банками, за которыми располагается Флоридская бухта, граничащая на севере с болотами Иверглейда. Окраина шельфа Флориды имеет ширину 5-10 км и окаймляется рифовым поясом шириной до 1 км и длиной около 200 км. Перегиб шельфа находится на глубине 8-18 м, от которой склон опускается под углом до 10º до своего выполаживания на глубинах около 1000 м во Флоридском проливе. В забарьерной лагуне накапливаются в основном карбонатные илы, однако на приподнятых участках дна в ее пределах встречаются песчаные отмели и кораллово-водорослевые изолированные рифы.

Тыловая часть рифового пояса состоит из подвижных био- и литокластовых песков, образующих оторочку шириной в несколько километров, располагающуюся субпараллельно рифовому поясу. Вдоль внутренней окраины шельфа, в динамически менее активных областях, дно моря повсеместно занято морскими травами и известковыми водорослями. Наличие замкнутой Флоридской бухты к западу от банок оказывает некоторое влияние на развитие рифов, поскольку рифы хорошо развиты только в областях, не подверженных воздействию воды, вытекающей из бухты. Главное отличительной чертой данного шельфа является множество иловых холмов, состоящих из богатых биокластическим материалом.

Уникальным примером окаймленного шельфа может служить также ВосточноАвстралийский шельф в Коралловом море. Здесь в плейстоцене сформировался мощнейшая рифовая система, называемая Большим барьерным рифом Австралии.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Наиболее мощные сооружения расположены в пределах внешнего шельфа и обращены к океану.

В западном Техасе имеется пример пермской окаймленной рифами шельфовой окраины. Барьерный пояс, состоящий из рифовых построек и отмелей, изолирует зарифовую лагуну с эвапаритовой седиментацией, где преобладают переслаивающиеся доломитовые мадстоуны, вакстоуны и ангидритовые ламиниты.

Еще одним примером окаймленного шельфа являются верхнедевонские отложения Печорской плиты, где в конце раннефранского времени была сформирована относительно глубоководная внутришельфовая впадина. В течение последующего времени эта впадина вследствие регрессивной направленности развития морского бассейна постепенно заполнялась осадками в сторону палеоокеана. На аккумулятивных террасах (толщах заполнения) зарождались и эволюционировали рифовые системы, состоящие из полигенных биогермных, межбиогермных, шлейфовых и лагунных отложений (рис. 9.8). Они группировались в довольно узкие зоны, маркировавшие границу мелководного шельфа и доманикоидной впадины на определенный период. Каждая более молодая зона была смещена в сторону открытого моря на ширину аккумулятивной террасы. Рифовые постройки на границе мелководного шельфа и относительно глубоководной впадины образовывали барьерную рифовую систему, состоящую из краевых рифогенных тел различного стратиграфического диапазона, местами пространственно сближенных, последовательно смещавшихся относительно друг друга вверх по разрезу и в направлении акватории глубоководной впадины, наращивающих при этом площадь шельфовой лагуны («зарифовой» зоны).

Постройки обычно разделены глинистыми прослоями, простирающимися из мелководной шельфовой лагуны. В фазы падения относительного уровня моря рост биогермных массивов в пределах рифовых систем прекращался. Передовая часть рифового склона и предрифовая часть впадины заполнялись осадками в форме террасы с наклоном различной крутизны в сторону моря. На этих террасах при последующих повышениях относительного уровня моря и возобновлялся рост биогермных массивов.

На рис. 9.9 приведен образец каркасных известняков из позднефранского биогермного массива, каркасостроителями в котором служили водоросли Renalcis.

В составе осадков, накопившихся в условиях зарифовой лагуны, преобладают микритовые разности, содержащие в том или ином количестве плохо отсортированный пелоидный (рис. 9.11), онколитовый (рис. 9.12), либо биокластовый материал (рис. 9.13).

Ввидовом составе последнего типичны эвригалинные формы, поскольку изоляция участка акватории приводит к повышению солености вод. Такого рода осадки могут слагать разрез мощностью до 100 м (рис. 9.14).

Взарифовой лагуне, также как и на эпиконтинентльных платформах, подстилающая топография контролирует динамику среды осадконакопления и, соответственно, «отвечает» за распределение в ее пределах микритовых и зернистых осадков. Так, в пределах карбонатных отмелей, осаждаются преимущественно полигенный зернистый материал, состоящий из литокластов, оолитов, пелоидов (рис. 9.15), встречаемый в разрезах в виде грейн- и пакстоунов.

Одним из характерных признаков известняков зарифовой лагуны является наличие в пелоидных известняках фенестр, выполненных эпигенетическим кальцитом (рис. 9.16).

Всторону континента зарифовые лагуны сменяются приливно-отливными равнинами, особенности распределения осадков на которых аналогичны рассмотренным ранее для эпиконтинентальных платформ.

Важными элементами строения карбонатных платформ являются склоны, где накапливаются обломочные отложения, в значительной мере, представляющие собой продукты разрушения рифового комплекса и формирующими передовой шлейф.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Тыловые шлейфы ограничивают рифовые системы со стороны мелководной акватории и формируют песчаные отмели в виде линейных поясов параллельно окраине платформы и отражают топографию подстилающего субстрата. Карбонатные песчаные толщи состоят из оолитовых, пелоидных, лито- и биокластовых разностей (рис. 9.19), распределение которых во многом зависит (помимо топографии) от ориентации относительно преобладающих ветров, волн и амплитуд прилива.

Оолитовый материал более свойственен наветренным открытым окраинам, где перемещение осадка происходит преимущественно в направлении суши. На подветренных окраинах результирующее передвижение осадков направлено в сторону бассейна, т.е. большая его часть переносится из внутренних районов платформы и представлена в основном микритизированными пелоидными, биокластовыми и реже оолитовыми зернами (Tucker, 1985).

«Бассейновые» отложения представлены, как правило, глубоководными разностями, накапливавшимися в условиях недокомпенсации. Для них характерны достаточно глубоководные условия, что препятствует образованию донных карбонатов. Осадконакопление в них зависит от интенсивности работы «фабрики» карбонатов, расположенной на мелководных участках морского бассейна и поставляющей материал в глубоководную область, а кроме того, от количества привносимого глинистого, кремнистого осадка и отмершего планктона. В силу того, что для таких обстановок свойственен недостаток минерального вещества (так называемое «седиментационное голодание»), в накапливающихся осадках велика доля рассеянного органического вещества. Это определяет их специфический вещественный состав, а также особенности отображения на сейсмических разрезах и каротажных кривых (рис. 9.19). Типичными представителями «бассейновых» отложений являются доманикоиды*, представленные переслаивающимися темноокрашенными, сильно битуминозными, кремнистоглинистыми известняками с прослоями доломитов, аргиллитов и глинисто-кремнистых сланцев, с включениями черных кремней. Развитые в известняках раковины аммоноидей, тентакулитид, радиолярий (рис. 9.20) свидетельствуют о достаточно глубоких (свыше 5070 м) условиях их накопления.

Изолированные карбонатные платформы морфологически разнообразны. Они изменяются по размерам от нескольких километров до сотен километров в поперечнике, и на более крупных из них могут образовываться толщи осадков, мощностью в сотни метров.

Окраины изолированных платформ обычно имеют наклон более 15°. Крупные изолированные платформы, такие как Великая Багамская банка, имеют плоскую верхнюю часть, где осадок отлагается в толще воды глубиной менее 10 м. Окраина платформы может окаймляться биогермными или оолитовыми песчаными отмелями, тогда как во внутренней части в условиях внутририфовой лагуны могут накапливаться карбонатные илы (рис. 9.21).

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Рис. 9.21. АТОЛЛЫ С ВНУТРИРИФОВОЙ ЛАГУНОЙ

Высокий потенциал роста краевых частей изолированной платформы и их ранняя цементация приводят к тому, что они обычно вырастают немного выше внутренней части платформы, образуя волнозащитные валы. Окраинные отмели, пляжи и эоловые дюны наветренных окраин могут осушаться и цементироваться, образуя «отмели» и острова, которые существуют длительное время и изменяют седиментацию в пределах платформы. Они также могут служить положительными формами, необходимыми для последующего роста рифов и развития отмелей. Поскольку изолированные платформы окружены более глубоководными областями со всех сторон (см. рис. 9.1), на них сильно влияет ориентация преобладающих ветров, волновых и приливных течений.

Карбонатный рамп

это слабонаклоненная поверхность с углом склона менее 1°. В его пределах зона волнового перемешивания находится близко к берегу, а не на перегибе шельфа на некотором расстоянии в сторону моря от береговой линии, как в случае окаймленных шельфов.

По морфологии рампы подразделяются на два вида (Read, 1985): гомоклинальные (homoclinal carbonate ramp), представляющие собой монотонный склон от береговой линии к бассейну, и периферийно-крутые (distally steepened ramp), имеющие перегиб склона в его глубоководной части (рис. 9.22). В зависимости от преобладающих процессов седиментации рамповый профиль подразделяется на три зоны (Burchette, Wright, 1996): внутреннюю, среднюю и внешнюю, различающиеся степенью волновой, приливной и штормовой деятельности. Внутренний рамп - это зона выше нормального волнового базиса, где деятельность волн и течений практически непрерывна, средний рамп - зона, расположенная между нормальным волновым и штормовым базисами и характеризующаяся преобладанием штормовых процессов, и внешний рамп - зона ниже нормального штормового базиса.

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

Существует множество примеров современных и древних рампов, детально рассмотренных в работах зарубежных и седиментологов (Purser, 1973; Mullins, Gardulski, Hinchey, 1988; Burchette, Wright, 1992, 1996; Tucker, Wright, 1996 и другие). Наиболее типичны рамповые обстановки осадконакопления для раннего карбона. Одной из возможных причин этого явилось исчезновение к концу позднедевонской эпохи многих рифообразующих организмов (Wright, Faulkner, 1990). Так, нижнекаменноугольные известняки юго-западной Британии представляют собой типичную рамповую осадочную серию, образующую тело в виде клина. Это тело слагают в основном иловые карбонатные осадки внешнего рампа и илово-зернистые биокластические отложения с многочисленными остатками криноидей и брахиопод среднего рампа. К внешнему рампу приурочены также одиночные постройки (так называемые уолтсортские рифовые холмы), высота которых на отдельных участках превышает 200 м (Lees, Miller, 1985). Рамповые комплексы не менее характерны и для карбонатных толщ палеозоя северо-востока Европейской платформы, например, к ним относятся верхнепалеозойские карбонатные толщи (рис. 9.23 – 9.27).

Термин «затопленная платформа» применяется для обозначения мелководной карбонатной платформы, которая была погружена настолько глубоко, что ее рост прекратился, и она была захоронена под относительно глубоководными осадками. Прекращение развития платформы обусловлено влиянием целого набора факторов, как напрямую связанных с увеличением глубины бассейна седиментации (быстрый подъем уровня моря или резкое погружение края платформы), так и косвенных. Наиболее распространен при формировании затопленных платформ тот вариант, когда затопляется лишь часть платформы, а область максимального накопления карбонатов смещается в сторону суши. Кроме того, затопление платформы не всегда прекращает ее рост полностью, а лишь замедляет бентосное карбонатообразование, т.е. оно отражает частичное или раннее затопление, как это имеет место, к примеру, на Кэт Айленд на Багамах (Wright, Burchette, 1995).

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

НР - нормальная регрессия; mfs – граница, маркирующая момент максимального затопления; SB - граница секвенции; TST - трансгрессивный системный тракт; HSТ - тракт высокого стояния уровня моря; FSST - тракт падения относительного уровня моря; LSST - тракт низкого стояния уровня моря.

Образование трансгрессивного системного тракта – TST (на рис. 11.1 – от т. 4 до т. 5) инициируется первым значительным событием затопления (т.н. поверхностью затопления) после времени максимальной регрессии. Он характеризуется в целом ретро градационным строением, отображающим отступление береговой линии. Толщины этого тракта очень изменчивы и зависят от скорости подъема уровня моря. Поскольку затопление шельфа происходит в тот момент, когда уровень моря растет очень интенсивно, депоцентры осадконакопления смещаются резко и достаточно быстро в сторону суши, приводя к отсутствию или только небольшому осадконакоплению трансгрессивных отложений малой пространственной протяженности.

В глубоководном бассейне и на его склоне отложения трансгрессивного системного тракта присутствуют всегда, правда, толщины их очень малы, поскольку формируются в условиях дефицита осадков. С этими частями секвенции ассоциируются конденсированные отложения, характеризующиеся очень низкими скоростями осадконакопления. Верхней границей трансгрессивного тракта выступает поверхность максимального морского затопления.

Рассмотрим образование системных трактов и слагаемых ими парасеквенций на седиментационных моделях (рис. 11.2).

Рис. 11.2. ФОРМИРОВАНИЕ СИСТЕМНЫХ ТРАКТОВ И ПАРАСЕКВЕНЦИЙ.

Примем:

Тектоническое погружение и накопление осадков в бассейне седиментации происходит с постоянной скоростью.

Тогда:

Точки А, B, C, D – соответствуют переломным моментам в темпе изменения

аккомодационного пространства; каждый из равновременных интервалов (t0-tn) принят в качестве времени, необходимого для образования парасеквенции.

Рисунок 11.3 иллюстрирует основные моменты формирования тракта падения уровня моря (FSST). На теоретической кривой

vk.com/club152685050 | vk.com/id446425943

изменения относительного уровня моря (рис. 11.3 А) его падению будет отвечать отрезок времени от t7 до t16, охватывающий фазу увеличения, а затем уменьшения скорости падения относительного уровня моря. На рис. 11.3 Б пунктирные горизонтальные линии показывают количество аккомодационного пространства, утерянного в течение каждого временного интервала во время падения ОУМ

потенциальную глубину, на которую могут врезаться речные долины.

Рис. 11.3. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ТРАКТА ПАДЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ (The sedimentary record…, 2003):

А - теоретическая кривая изменения относительного уровня моря; Б – изменение аккомодационного пространства, В – блок-диаграмма, отображающая образование FSST Уменьшение аккомодационного пространства в удаленных зонах приводит к формированию проградационного набора парасеквенций, часть которых эродируется до тех пор, пока уровень моря продолжает свое падение.

Тракты падения относительного уровня моря представлены подводными донными конусами выноса (рис. 11.3 В). Мелководный шельф в это время осушается, и в его