Коротковолновая инфракрасная гиперспектральная съемка как новый метод выявления многофазной доломитизации, перекристаллизации и цементирования в карбонатных осадочных породах
Cole A. McCormick, Hilary Corlett, Jack Stacey, Cathy Hollis, Jilu Feng, Benoit Rivard & Jenny E. Omma
После осадконакопления карбонатные породы подвергаются низкотемпературным изменениям, включая осаждение минералов, растворение или перекристаллизацию (диагенез). Понимание последовательности этих событий занимает много времени, финансовых затрат и зависит от деструктивных аналитических методов, однако такая характеристика необходима для понимания их истории после осадконакопления для добычи полезных ископаемых и энергии, хранения углерода. И наоборот, гиперспектральная съемка предлагает быстрый неразрушающий метод определения минералогии, а также предоставляет информацию о составе и текстуре. Он обычно используется для дифференциации литологии, но никогда не использовался для выделения сложных диагенетических фаз в преимущественно мономинеральной последовательности. Используя пространственно-спектральное извлечение конечного элемента, мы изучаем эффективность и ограничения гиперспектральной съемки для выяснения многофазной доломитизации и цементирования в стратиграфическом комплексе Cathedral Formation (WCSB, Западно-Канадский осадочный бассейн). Спектральные конечные элементы включают известняк, две фазы замещения доломита и три фазы «седловидного» доломита. Распределение конечных элементов было нанесено на карту с помощью метода картографирования спектрального угла, затем из них были отобраны и проанализированы образцы для изучения их спектральных характеристик. Положение полосы поглощения каждой фазы показывает изменения в %Ca (моль Ca/(Ca + Mg)) и замещение микроэлементов, тогда как спектральный контраст коррелирует с текстурой. Последующие карты распределения полезных ископаемых обеспечивают пространственное распределение спектральной информации о диагенетической истории последовательности в метровом масштабе, которую можно использовать независимо и разработать строгий протокол отбора проб.
Гиперспектральная съемка включает в себя сбор и анализ данных об отражательной способности в виде множества узких и смежных спектральных каналов [1,2]. Лабораторная, полевая и спутниковая спектроскопия являются хорошо зарекомендовавшими себя методами с многочисленным применением в геологии, включая составление литологических карт [3,4], поиск полезных ископаемых [5-7] и мониторинг окружающей среды [8,9]. Однако применение таких методов к карбонатным породам ограничено, поскольку предыдущие исследования в основном были сосредоточены на измерении лабораторных спектральных характеристик минералов [10-13] и их относительного количества в породах [14–16]. Несколько исследований, в которых применялась гиперспектральная съемка карбонатных пород в полевых условиях, были сосредоточены на увеличении масштаба и ускорении идентификации литологических неоднородностей [17,18].
Предыдущие исследования отражательной способности карбонатных минералов выявили до семи полос поглощения в диапазоне от 1600 до 2550 нм, вызванных вибрацией карбонатного иона [10–13]. Положение, глубина и асимметрия этих полос отражают минеральную структуру и свойства замещенных катионов [15,19]. Кальцит (масса Ca+2 = 40,078 а.е.м; радиус = 100 пм) имеет полосу поглощения при ~ 2335 нм, тогда как та же полоса для магния (масса Mg+2 = 24,305 а.е.м; радиус = 72 пм) находится при ~2300 нм [11,12]. Эта полоса поглощения для доломита, с центром на ~2315 нм, не является равноудаленной между позициями полос кальцита и магнезита, поскольку связь Mg–O короче, чем связь Ca–O в доломите [11]. В нескольких исследованиях эффективно использовались положения полос поглощения для дифференциации карбонатных минералов [15,18,20,21], но этот метод не использовался для различения нескольких диагенетических фаз в преимущественно мономинеральной карбонатной системе. Кроме того, текстурные свойства минералов (например, размер кристаллов, форма, ориентация) влияют на поверхностное и объемное рассеяние света [11–14,22] и, таким образом, могут быть использованы для дальнейшего различения отдельных фаз в карбонатных породах.
Это исследование основано на гиперспектральной съемке в коротковолновом инфракрасном диапазоне (SWIR) обнажения изменчивого доломитового известняка, относящегося к стратиграфическому комплексу Cathedral Formation (Средний кембрий; 509-497 млн лет назад) в Западно-Канадском осадочном бассейне. Не стратифицированные доломитовые тела происходят из нормальных и сдвиговых разломов и включают в себя несколько диагенетических минеральных фаз, которые имеют различные составы и текстуры. Учитывая, что сроки и механизм доломитизации четко ограничены [23-26], эта последовательность идеально подходит для проверки того, можно ли использовать гиперспектральную съемку для идентификации и картирования множественных, визуально неразличимых фаз доломита в обнажении. В частности, в этом методологическом исследовании исследуется степень, в которой стехиометрия и текстура доломита могут быть определены с помощью гиперспектральной съемки. Следовательно, полученные карты распределения полезных ископаемых облегчают оценку и/или пересмотр существующих моделей доломитизации с контролируемым сдвигом [23–26].
Геологические условия
WCSB представляет собой утолщающийся на юго-запад клин осадочных пород толщиной до ~18 км в южных Скалистых горах, который простирается от юго-западного угла Северо-Западных территорий до севера центральной части Соединенных Штатов и включает в себя четыре группы пластов, ограниченных несогласиями [27,28.] (1) Супергруппа Перселла (мезопротерозойская) регистрирует отложения осадочных материалов и вулканическую активность во внутрикратонном бассейне, тогда как (2) Супергруппа Уиндермира (неопротерозойская) регистрирует рифтообразование северо–западной Лаврентии, которое уменьшилось в криогенном периоде до эдиакария [27-29]. (3) Слои от нижнего кембрия (541-509 млн лет) до триаса откладывались на пассивной окраине. Эпизодическая реактивация фундамента и возобновление рифтогенеза в кембрии привели к региональному термальному опусканию, свидетельствующему о том, что тепловой поток и тектоническая активность оставались высокими. [26,30,31]. (4) Пласты от юры до палеоцена отлагались в форланд-бассейне, который образовался во время колумбийского (от юры до раннего мела) и ларамидского (от позднего мела до палеоцена) горообразований. Обнажения Cathedral Formation в точке Whirlpool (52°00′07,5″ с.ш., 116°28′13,5″ з.д.) на взбросе Буржо находятся в фокусе данного исследования. (рис. 1а, б).
Среднекембрийские отложения в южной части Скалистых гор фиксируют ряд трансгрессивных на северо-восток карбонатно-глинистых циклов, которые составляют региональные фациальные пояса (рис. 1с). Cathedral Formation сформировалась на карбонатной платформе, край которой образовался проксимальнее края Kicking Horse Rim; приподнятый палеотопографический объект, который сформировался из-за синседиментационной вторичной активности глубоких разломов фундамента [32,33]. Пласт имеет толщину до ~365 м и включает в себя центральный мелководный комплекс, который латерально переходит в фации проксимального склона на юго-западе и фации внутришельфового бассейна на северо-востоке (рис. 1d) [34,35]. В точке Whirlpool комплекс Cathedral Formation перекрывает формацию Mount Whyte и несогласованно перекрывается формацией Stephen; вмещает формацию Burgess Shale lagerstätte [31,33].
Обзор диагенетических особенностей формирования комплекса Cathedral Formation
В южных Скалистых горах Cathedral Formation состоит из светло-серого известняка, мелкокристаллического замещающего доломита (RD) от средне-серого до коричневого цвета и белого крупнокристаллического «седловидного» доломита (SD). Доломитизация наиболее распространена вблизи окраины кембрийской платформы, и доломит смещается в сторону известняка к северо-востоку (рис. 1d) [26]. Такие доломитовые тела, как правило, не являются слоистыми (наклонены к слоистости) в своих ядрах со слоисто-связанными (параллельными слоистости) краями [24-26]. Связанные цементом брекчии и текстуры «зебры» широко распространены в районе Kicking Horse Rim с локальными проявлениями талька, магнезита и минералов типа долины Миссисипи (MVT) [30,31,36]. Эти минералы отсутствуют на северо-востоке, но текстуры «зебры» и сцементированные брекчии являются локально распространенными [26,37].
Это исследование сосредоточено на обнажении шириной 240 м и высотой 40 м в точке Whirlpool, которое включает контролируемое разломом доломитовое тело в формации Cathedral Formation. Обнажение содержит разлом, который ориентирован на 028/52, имеет нормальное смещение 30 см и пересекает формацию в 100 м от восточного края (рис. 1e). В ядре доломитового массива крупнокристаллические брекчии простираются на 25 м в висячую стену, на 5 м в лежачий бок и ограничены зоной повреждения разлома. Ближайшая к разлому висячая стена (146/32) состоит из брекчий на цементной основе и текстур «зебры», наклоненных к основанию. Медиальная часть висячей стены включает в себя удерживающий структурный рисунок доломитизированный байндстоун микробиологического происхождения с текстурой «зебры», параллельной основанию, и разреженной текстурой «зебры», наклоненной к основанию. На краю доломитового массива висячая стена включает в себя удерживающий структурный рисунок мелкокристаллический доломитизированный пелоидальный вакстоун с разреженными параллельными основанию текстурами «зебры». Подошва Cathedral Formation включает в себя крутой, параллельный основанию контакт с пластом известняка толщиной 2 метра. В нижней части (179/25) верхняя часть формации похожа на висячую стену, но сцементированные брекчии и текстуры «зебры», наклоненные к основанию, встречаются редко. Медиальная часть подножия включает в себя удерживающий структурный рисунок доломитизированный байндстоун микробиологического происхождения с параллельной основанию текстурой «зебры», которая по краям удерживает структурный рисунок, мелкокристаллический доломитом по краям (рис. 1е).
Методы
Сбор и обработка данных об отражении инфракрасного излучения. Набор из четырех спектральных изображений SWIR (930-2508 нм) был получен 12 июня 2018 года между 11 утра и 2 часами дня с помощью гиперспектрального сканера Specim SisuROCK (linescan), который установлен на поворотной платформе для получения изображений пород, образующих стенки обнажения. Время накопления сигнала варьировалось от 5 до 10 мс в зависимости от времени сбора данных, для поворота ступени на 90° требовалось 30 секунд. Сканер содержит матрицу детекторов ртути-кадмия-теллурида разрешением 256 на 320 пикселей, которая собирает данные с интервалом 6,3 нм и шириной спектральных каналов 10 нм. В каждой сцене были расположены две панели Spectralon с коэффициентом отражения 2% и 99%. Данные были получены при ясном небе и солнечном освещении обнажения. Для каждой сцены данные об энергетической яркости были получены путем применения соответствующих коэффициентов усиления и смещения и преобразования в коэффициент отражения, затем была применена эмпирическая коррекция линии на основе известного коэффициента отражения панелей Spectralon относительно их измеренного спектра излучения. Последние были получены как средний спектр излучения для области 20 × 20 пикселей по всей панели (номинальный размер пикселя полученного изображения = 5 см). Эмпирический линейный метод имеет то преимущество, что он учитывает влияние атмосферы на излучение целевого объекта [38–40]. В современных исследованиях с такой же камерой [7,41] положение длины волны поглощения SWIR Национального института стандартов и технологий, на который ссылается стандарт Mylar, было точным в пределах 1 нм.
Гиперспектральная съемка включает в себя сбор и анализ данных об отражательной способности в виде множества узких и смежных спектральных каналов [1,2]. Лабораторная, полевая и спутниковая спектроскопия являются хорошо зарекомендовавшими себя методами с многочисленным применением в геологии, включая составление литологических карт [3,4], поиск полезных ископаемых [5-7] и мониторинг окружающей среды [8,9]. Однако применение таких методов к карбонатным породам ограничено, поскольку предыдущие исследования в основном были сосредоточены на измерении лабораторных спектральных характеристик минералов [10-13] и их относительного количества в породах [14–16]. Несколько исследований, в которых применялась гиперспектральная съемка карбонатных пород в полевых условиях, были сосредоточены на увеличении масштаба и ускорении идентификации литологических неоднородностей [17,18].
Предыдущие исследования отражательной способности карбонатных минералов выявили до семи полос поглощения в диапазоне от 1600 до 2550 нм, вызванных вибрацией карбонатного иона [10–13]. Положение, глубина и асимметрия этих полос отражают минеральную структуру и свойства замещенных катионов [15,19]. Кальцит (масса Ca+2 = 40,078 а.е.м; радиус = 100 пм) имеет полосу поглощения при ~ 2335 нм, тогда как та же полоса для магния (масса Mg+2 = 24,305 а.е.м; радиус = 72 пм) находится при ~2300 нм [11,12]. Эта полоса поглощения для доломита, с центром на ~2315 нм, не является равноудаленной между позициями полос кальцита и магнезита, поскольку связь Mg–O короче, чем связь Ca–O в доломите [11]. В нескольких исследованиях эффективно использовались положения полос поглощения для дифференциации карбонатных минералов [15,18,20,21], но этот метод не использовался для различения нескольких диагенетических фаз в преимущественно мономинеральной карбонатной системе. Кроме того, текстурные свойства минералов (например, размер кристаллов, форма, ориентация) влияют на поверхностное и объемное рассеяние света [11–14,22] и, таким образом, могут быть использованы для дальнейшего различения отдельных фаз в карбонатных породах.
Это исследование основано на гиперспектральной съемке в коротковолновом инфракрасном диапазоне (SWIR) обнажения изменчивого доломитового известняка, относящегося к стратиграфическому комплексу Cathedral Formation (Средний кембрий; 509-497 млн лет назад) в Западно-Канадском осадочном бассейне. Не стратифицированные доломитовые тела происходят из нормальных и сдвиговых разломов и включают в себя несколько диагенетических минеральных фаз, которые имеют различные составы и текстуры. Учитывая, что сроки и механизм доломитизации четко ограничены [23-26], эта последовательность идеально подходит для проверки того, можно ли использовать гиперспектральную съемку для идентификации и картирования множественных, визуально неразличимых фаз доломита в обнажении. В частности, в этом методологическом исследовании исследуется степень, в которой стехиометрия и текстура доломита могут быть определены с помощью гиперспектральной съемки. Следовательно, полученные карты распределения полезных ископаемых облегчают оценку и/или пересмотр существующих моделей доломитизации с контролируемым сдвигом [23–26].
Геологические условия
WCSB представляет собой утолщающийся на юго-запад клин осадочных пород толщиной до ~18 км в южных Скалистых горах, который простирается от юго-западного угла Северо-Западных территорий до севера центральной части Соединенных Штатов и включает в себя четыре группы пластов, ограниченных несогласиями [27,28.] (1) Супергруппа Перселла (мезопротерозойская) регистрирует отложения осадочных материалов и вулканическую активность во внутрикратонном бассейне, тогда как (2) Супергруппа Уиндермира (неопротерозойская) регистрирует рифтообразование северо–западной Лаврентии, которое уменьшилось в криогенном периоде до эдиакария [27-29]. (3) Слои от нижнего кембрия (541-509 млн лет) до триаса откладывались на пассивной окраине. Эпизодическая реактивация фундамента и возобновление рифтогенеза в кембрии привели к региональному термальному опусканию, свидетельствующему о том, что тепловой поток и тектоническая активность оставались высокими. [26,30,31]. (4) Пласты от юры до палеоцена отлагались в форланд-бассейне, который образовался во время колумбийского (от юры до раннего мела) и ларамидского (от позднего мела до палеоцена) горообразований. Обнажения Cathedral Formation в точке Whirlpool (52°00′07,5″ с.ш., 116°28′13,5″ з.д.) на взбросе Буржо находятся в фокусе данного исследования. (рис. 1а, б).
Среднекембрийские отложения в южной части Скалистых гор фиксируют ряд трансгрессивных на северо-восток карбонатно-глинистых циклов, которые составляют региональные фациальные пояса (рис. 1с). Cathedral Formation сформировалась на карбонатной платформе, край которой образовался проксимальнее края Kicking Horse Rim; приподнятый палеотопографический объект, который сформировался из-за синседиментационной вторичной активности глубоких разломов фундамента [32,33]. Пласт имеет толщину до ~365 м и включает в себя центральный мелководный комплекс, который латерально переходит в фации проксимального склона на юго-западе и фации внутришельфового бассейна на северо-востоке (рис. 1d) [34,35]. В точке Whirlpool комплекс Cathedral Formation перекрывает формацию Mount Whyte и несогласованно перекрывается формацией Stephen; вмещает формацию Burgess Shale lagerstätte [31,33].
Обзор диагенетических особенностей формирования комплекса Cathedral Formation
В южных Скалистых горах Cathedral Formation состоит из светло-серого известняка, мелкокристаллического замещающего доломита (RD) от средне-серого до коричневого цвета и белого крупнокристаллического «седловидного» доломита (SD). Доломитизация наиболее распространена вблизи окраины кембрийской платформы, и доломит смещается в сторону известняка к северо-востоку (рис. 1d) [26]. Такие доломитовые тела, как правило, не являются слоистыми (наклонены к слоистости) в своих ядрах со слоисто-связанными (параллельными слоистости) краями [24-26]. Связанные цементом брекчии и текстуры «зебры» широко распространены в районе Kicking Horse Rim с локальными проявлениями талька, магнезита и минералов типа долины Миссисипи (MVT) [30,31,36]. Эти минералы отсутствуют на северо-востоке, но текстуры «зебры» и сцементированные брекчии являются локально распространенными [26,37].
Это исследование сосредоточено на обнажении шириной 240 м и высотой 40 м в точке Whirlpool, которое включает контролируемое разломом доломитовое тело в формации Cathedral Formation. Обнажение содержит разлом, который ориентирован на 028/52, имеет нормальное смещение 30 см и пересекает формацию в 100 м от восточного края (рис. 1e). В ядре доломитового массива крупнокристаллические брекчии простираются на 25 м в висячую стену, на 5 м в лежачий бок и ограничены зоной повреждения разлома. Ближайшая к разлому висячая стена (146/32) состоит из брекчий на цементной основе и текстур «зебры», наклоненных к основанию. Медиальная часть висячей стены включает в себя удерживающий структурный рисунок доломитизированный байндстоун микробиологического происхождения с текстурой «зебры», параллельной основанию, и разреженной текстурой «зебры», наклоненной к основанию. На краю доломитового массива висячая стена включает в себя удерживающий структурный рисунок мелкокристаллический доломитизированный пелоидальный вакстоун с разреженными параллельными основанию текстурами «зебры». Подошва Cathedral Formation включает в себя крутой, параллельный основанию контакт с пластом известняка толщиной 2 метра. В нижней части (179/25) верхняя часть формации похожа на висячую стену, но сцементированные брекчии и текстуры «зебры», наклоненные к основанию, встречаются редко. Медиальная часть подножия включает в себя удерживающий структурный рисунок доломитизированный байндстоун микробиологического происхождения с параллельной основанию текстурой «зебры», которая по краям удерживает структурный рисунок, мелкокристаллический доломитом по краям (рис. 1е).
Методы
Сбор и обработка данных об отражении инфракрасного излучения. Набор из четырех спектральных изображений SWIR (930-2508 нм) был получен 12 июня 2018 года между 11 утра и 2 часами дня с помощью гиперспектрального сканера Specim SisuROCK (linescan), который установлен на поворотной платформе для получения изображений пород, образующих стенки обнажения. Время накопления сигнала варьировалось от 5 до 10 мс в зависимости от времени сбора данных, для поворота ступени на 90° требовалось 30 секунд. Сканер содержит матрицу детекторов ртути-кадмия-теллурида разрешением 256 на 320 пикселей, которая собирает данные с интервалом 6,3 нм и шириной спектральных каналов 10 нм. В каждой сцене были расположены две панели Spectralon с коэффициентом отражения 2% и 99%. Данные были получены при ясном небе и солнечном освещении обнажения. Для каждой сцены данные об энергетической яркости были получены путем применения соответствующих коэффициентов усиления и смещения и преобразования в коэффициент отражения, затем была применена эмпирическая коррекция линии на основе известного коэффициента отражения панелей Spectralon относительно их измеренного спектра излучения. Последние были получены как средний спектр излучения для области 20 × 20 пикселей по всей панели (номинальный размер пикселя полученного изображения = 5 см). Эмпирический линейный метод имеет то преимущество, что он учитывает влияние атмосферы на излучение целевого объекта [38–40]. В современных исследованиях с такой же камерой [7,41] положение длины волны поглощения SWIR Национального института стандартов и технологий, на который ссылается стандарт Mylar, было точным в пределах 1 нм.
Рисунок 1. (а) Расположение исследуемого района в Альберте, Канада, с указанием основных взбросов и окраины кембрийской платформы (изменено по Stacey et al. [26]; основано на Vandeginste et al.37). (b) Геологическая карта исследуемого района (изменено по Stacey et al. [26[; на основе интерактивной карты полезных ископаемых Геологической службы Альберты: https://ags.aer.ca/publication/iam-001). (c) Стратиграфия южных Скалистых гор (составлена доктором Дж. Стейси на основе Aitken [32,34]). (d) Схематическое поперечное сечение карбонатной платформы Cathedral в южных Скалистых горах (изменено по Stacey et al. [26]; на основе Aitken [32,34[). (e) Фотомозаика Cathedral Formation точке Whirlpool, показывающая диагенетические фации по отношению к нормальному к поперечному разлому. Фотографии предоставлены Dr. C. Hollis. Обратите внимание, что масштаб меняется на протяжении всей фотомозаики. Транспортное средство = 5 м в длину.
После калибровки спектральных данных по коэффициенту отражения каналы с наименьшим соотношением сигнал/шум (например, 930-991, 1295-1435, 1735-1998 и 2461-2508 нм) были удалены из последующего анализа. Затем четыре изображения были пространственно совмещены с использованием связующих точек, в результате чего было получено одно изображение для дальнейшего анализа. После этого был использован итеративный пространственный спектральный фильтр для сравнения спектрального подобия соседних пикселей в пространстве в пределах окна размером 3 × 3 пикселя [42–44]. Когда спектральные признаки находились в пределах предопределенного порога сходства, исходные данные заменялись средним спектром, тем самым уменьшая спектральную изменчивость внутри класса. И, наконец, проводилось маскирование областей в тени и калибровочных панелей.
Минералогическая и литологическая информация на снимках была получена путем извлечения спектров конечных элементов, после чего их распределение было нанесено на карту. Для получения набора конечных элементов изображения использовали пространственно-спектральное извлечение конечных элементов (SSEE) для разделения изображения на равные пространственные подмножества (каждое подмножество = 7 × 7 пикселей) [42-44]. Этот метод предназначен для различения спектрально похожих конечных элементов, занимающих разные части сцены. Набор конечных элементов, полученный из SSEE, был группирован и помечен для получения окончательных наборов конечных элементов для сопоставления. Для кластеризации был использован древовидный кластер, который рекурсивно объединяет пару кластеров на основе измерения сходства. Для начала каждый конечный элемент рассматривался как отдельный кластер, а наиболее похожие конечные элементы были последовательно объединены. В этом исследовании в качестве меры сходства использовался спектральный угол (SA) между двумя конечными элементами. Минимальное пороговое значение SA было определено для остановки процесса слияния, которое имело место, когда сходство всех парных кластеров превышало пороговое значение. Чтобы учесть спектральную изменчивость выделенных конечных элементов, инструмент кластеризации дерева был применен к заданным данным дважды. В первый раз, используя все конечные элементы, порог SA в 0,2 радиана позволил получить кластеры, охватывающие широкие классы материалов, а именно негеологические (например, панели, растительность, выветривание) и геологические. Следующий уровень кластеризации был сосредоточен на геологическом классе, чтобы охватить подклассы и определить множество геологических кластеров конечных элементов. В этом случае был использован меньший порог SA (0,05 радиана), поскольку эти конечные элементы спектрально более похожи. Затем сгруппированные конечные элементы были усреднены для получения отдельного конечного элемента, который представляет данный класс, внося свой вклад в набор конечных элементов из тринадцати геологических конечных элементов. Этот процесс кластеризации управлялся данными.
После учета спектрального сходства между классами эти тринадцать конечных элементов были сведены в четыре группы (рис. 2а, б): известняк (Lst), две группы замещенных доломитов (RDa, RDb) и «седловидные» доломиты (SD). Группы были помечены на основе спектральных интерпретаций, подтвержденных полевыми и петрографическими наблюдениями. Группа Lst была определена по всем пикселям с положением полосы поглощения карбоната > 2330 нм и была подтверждена в полевых условиях с использованием разбавленной соляной кислоты. Группа RDa включает спектральные конечные элементы, соответствующие светло- и средне-серому замещающим доломитам. Также были включены конечные элементы, которые соответствовали обломкам, залеганию и параллельным залеганию трещинам в интервалах RDa. Группа RDb включает конечные элементы, соответствующие светло-коричневому замещающему доломиту, и каймы изменений по краям интервалов «седловидного» доломита. Группа SD включает в себя три подгруппы (SDa, SDb, SDc), обозначенные на основе их парагенезиса, которые соответствуют белому, крупнокристаллическому «седловидному» доломиту. Их парагенезис был определен относительным положением каждого конечного элемента в макропорах, что подтверждалось петрографическим анализом.
Карты распределения конечных элементов спектра. Картирование спектров конечных элементов привело к получению двух изображений. Первое исследовало распределение известняка (Lst), замещающего доломита (RDa, RDb) и «седловидного» доломита (SD) и подходит для синоптического обзора обнажения. На втором, более детальном изображении, изучалось распределение подгрупп «седловидного» доломита (SDa, SDb, SDc). В обоих случаях отображение распределения каждого конечного элемента проводилось с использованием алгоритма картографирования спектрального угла (SAM), который обрабатывает спектры как многомерные векторы и вычисляет угол между спектральными парами [45]. Для этого спектр каждого пикселя изображения после обработки сравнивался со спектром каждого конечного элемента. Спектры с наименьшими углами SAM указывают на наибольшее сходство. В первом изображении результаты SAM для RDa, RDb и SD представлены в виде красно–зелено–синего композита, где сильно выраженная окраска соответствует более высокому спектральному сходству с данным конечным элементом. Если в данном пикселе преобладают два или более конечных элемента, то виден цвет, отличный от RGB. Во втором изображении результаты SAM для SDa, SDb и SDc классифицируются таким образом, что этому пикселю присваивается конечный элемент с наибольшим сходством с элементом данного пикселя. Следовательно, на втором изображении видны только те цвета, которые были присвоены конечным элементам, и когда угол SAM превышает 5 градусов, пиксель не классифицируется.
Отбор проб, петрография и геохимический анализ. Полевые работы и отбор проб проводились в течение двух полевых сезонов. До получения данных о гиперспектральном отражении Stacey и др. [26] собрали 72 пробы из Cathedral Formation в районе точки Whirlpool; 35 из этих проб были систематически отобраны из выемки с интервалом ~2 м вдоль 62-метрового каротажного участка. После обработки гиперспектральных данных из выемки было взято еще 33 образца для анализа данных об отражении и оценки специфических особенностей и тенденций на картах распределения полезных ископаемых. Образцы были пропитаны синей эпоксидной смолой и изготовлены в виде полированных срезов, частично окрашенных ализариновым красным-S и феррицианидом калия [46]. Полированные срезы исследовали в плоско- и кросс-поляризованном свете, а затем анализировали с помощью системы холодной катодолюминесценции (CL) CITL Mk5 (рабочие условия 15-20 кВ и 350-450 мкА), установленной на микроскопе Nikon Eclipse LV100N POL. Текстуры кристаллов доломита описаны согласно Sibley и Gregg [47].
Минералогическая и литологическая информация на снимках была получена путем извлечения спектров конечных элементов, после чего их распределение было нанесено на карту. Для получения набора конечных элементов изображения использовали пространственно-спектральное извлечение конечных элементов (SSEE) для разделения изображения на равные пространственные подмножества (каждое подмножество = 7 × 7 пикселей) [42-44]. Этот метод предназначен для различения спектрально похожих конечных элементов, занимающих разные части сцены. Набор конечных элементов, полученный из SSEE, был группирован и помечен для получения окончательных наборов конечных элементов для сопоставления. Для кластеризации был использован древовидный кластер, который рекурсивно объединяет пару кластеров на основе измерения сходства. Для начала каждый конечный элемент рассматривался как отдельный кластер, а наиболее похожие конечные элементы были последовательно объединены. В этом исследовании в качестве меры сходства использовался спектральный угол (SA) между двумя конечными элементами. Минимальное пороговое значение SA было определено для остановки процесса слияния, которое имело место, когда сходство всех парных кластеров превышало пороговое значение. Чтобы учесть спектральную изменчивость выделенных конечных элементов, инструмент кластеризации дерева был применен к заданным данным дважды. В первый раз, используя все конечные элементы, порог SA в 0,2 радиана позволил получить кластеры, охватывающие широкие классы материалов, а именно негеологические (например, панели, растительность, выветривание) и геологические. Следующий уровень кластеризации был сосредоточен на геологическом классе, чтобы охватить подклассы и определить множество геологических кластеров конечных элементов. В этом случае был использован меньший порог SA (0,05 радиана), поскольку эти конечные элементы спектрально более похожи. Затем сгруппированные конечные элементы были усреднены для получения отдельного конечного элемента, который представляет данный класс, внося свой вклад в набор конечных элементов из тринадцати геологических конечных элементов. Этот процесс кластеризации управлялся данными.
После учета спектрального сходства между классами эти тринадцать конечных элементов были сведены в четыре группы (рис. 2а, б): известняк (Lst), две группы замещенных доломитов (RDa, RDb) и «седловидные» доломиты (SD). Группы были помечены на основе спектральных интерпретаций, подтвержденных полевыми и петрографическими наблюдениями. Группа Lst была определена по всем пикселям с положением полосы поглощения карбоната > 2330 нм и была подтверждена в полевых условиях с использованием разбавленной соляной кислоты. Группа RDa включает спектральные конечные элементы, соответствующие светло- и средне-серому замещающим доломитам. Также были включены конечные элементы, которые соответствовали обломкам, залеганию и параллельным залеганию трещинам в интервалах RDa. Группа RDb включает конечные элементы, соответствующие светло-коричневому замещающему доломиту, и каймы изменений по краям интервалов «седловидного» доломита. Группа SD включает в себя три подгруппы (SDa, SDb, SDc), обозначенные на основе их парагенезиса, которые соответствуют белому, крупнокристаллическому «седловидному» доломиту. Их парагенезис был определен относительным положением каждого конечного элемента в макропорах, что подтверждалось петрографическим анализом.
Карты распределения конечных элементов спектра. Картирование спектров конечных элементов привело к получению двух изображений. Первое исследовало распределение известняка (Lst), замещающего доломита (RDa, RDb) и «седловидного» доломита (SD) и подходит для синоптического обзора обнажения. На втором, более детальном изображении, изучалось распределение подгрупп «седловидного» доломита (SDa, SDb, SDc). В обоих случаях отображение распределения каждого конечного элемента проводилось с использованием алгоритма картографирования спектрального угла (SAM), который обрабатывает спектры как многомерные векторы и вычисляет угол между спектральными парами [45]. Для этого спектр каждого пикселя изображения после обработки сравнивался со спектром каждого конечного элемента. Спектры с наименьшими углами SAM указывают на наибольшее сходство. В первом изображении результаты SAM для RDa, RDb и SD представлены в виде красно–зелено–синего композита, где сильно выраженная окраска соответствует более высокому спектральному сходству с данным конечным элементом. Если в данном пикселе преобладают два или более конечных элемента, то виден цвет, отличный от RGB. Во втором изображении результаты SAM для SDa, SDb и SDc классифицируются таким образом, что этому пикселю присваивается конечный элемент с наибольшим сходством с элементом данного пикселя. Следовательно, на втором изображении видны только те цвета, которые были присвоены конечным элементам, и когда угол SAM превышает 5 градусов, пиксель не классифицируется.
Отбор проб, петрография и геохимический анализ. Полевые работы и отбор проб проводились в течение двух полевых сезонов. До получения данных о гиперспектральном отражении Stacey и др. [26] собрали 72 пробы из Cathedral Formation в районе точки Whirlpool; 35 из этих проб были систематически отобраны из выемки с интервалом ~2 м вдоль 62-метрового каротажного участка. После обработки гиперспектральных данных из выемки было взято еще 33 образца для анализа данных об отражении и оценки специфических особенностей и тенденций на картах распределения полезных ископаемых. Образцы были пропитаны синей эпоксидной смолой и изготовлены в виде полированных срезов, частично окрашенных ализариновым красным-S и феррицианидом калия [46]. Полированные срезы исследовали в плоско- и кросс-поляризованном свете, а затем анализировали с помощью системы холодной катодолюминесценции (CL) CITL Mk5 (рабочие условия 15-20 кВ и 350-450 мкА), установленной на микроскопе Nikon Eclipse LV100N POL. Текстуры кристаллов доломита описаны согласно Sibley и Gregg [47].
Рисунок 2. Спектры отражения для (а) известняка (Lst), замещающего доломита a (RDa), замещающего доломита b (RDb) и «седловидного» доломита (SD). (b) Конечный элемент SD состоит из «седловидного» доломита a (SDa), «седловидного» доломита b (SDb) и «седловидного» доломита c (SDc). (c) Непрерывный спектр, удаленный для коэффициента отражения в полосе поглощения ~2315 нм, показывающий Lst, RDa, RDb и SD. (d) Непрерывный спектр, удаленный для коэффициента отражения в полосе поглощения ~2315 нм, показывающий SDa, SDb и SDc. Положения полос поглощения (λ) были рассчитаны с использованием метода линейной интерполяции van der Meer (его рис.2) [19]. Асимметрия полосы поглощения рассчитывается как A-B, где A – ширина от коротковолнового «плеча» до положения полосы поглощения, а B – ширина от положения полосы поглощения до длинноволнового «плеча» [19].
Тридцать восемь репрезентативных образцов из конечных элементов RDa, RDb и SD были проанализированы на минералогический состав методом порошковой рентгеновской дифракции (XRD) с использованием дифрактометра Bruker D8 Advance. В качестве стандарта добавляли кварц, и образцы сканировали при 40 кВ и 30 мА в диапазоне от 5° до 70° 2θ с шагом 0,02°. %Ca рассчитывается на основе Lumsden [48], а степень упорядоченности - на основе Goldsmith и Graf [49]. Два полированных образца, которые включали каждую из подгрупп SD (SDa, SDb, SDc), были проанализированы путем количественной оценки минералов с помощью сканирующей электронной микроскопии (QEMSCAN) и энергодисперсионной рентгеновской спектроскопии (EDX) с использованием FEI Aspex eXstreme, оснащенного детекторами Bruker 5030 EDX и пакетом программного обеспечения iExplorer. Исходная карта минералов размером 10 × 10 мм была создана для каждого образца с шагом 50 мкм, а представляющие интерес области размером 4 × 4 мм были нанесены на карту с шагом 4 мкм. Для каждой точки был сгенерирован рентгеновский спектр, сопоставленный со стандартной библиотекой, и карта была построена путем присвоения каждой точке минерала из библиотеки.
Двадцать четыре репрезентативных образца от конечных элементов RDa, RDb и SD были проанализированы на наличие микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) с использованием Agilent 7700× в Advanced Isotope Geochemistry and Cosmochemistry Suite, Манчестерский университет. Два полированных среза, которые включали каждую из подгрупп SD (SDa, SDb, SDc), были проанализированы методом электронно-зондового микроанализа (EPMA) с использованием Cameca SX100. Первоначальная карта размером 2 × 10 мм была создана с шагом 10 мкм, а интересующие области размером 1,536 × 1,536 мм были нанесены на карту с шагом 3 мкм. Ca (Ka; PET) и Mg (Ka; TAP) анализировали при 15 кВ, 10 нА и времени выдержки 100 мс с использованием кальцита и магнезита в качестве стандартов. Fe (Ka; LLIF) и Mn (Ka; LLIF) анализировали при 15 кВ, 200 нА и времени выдержки 200 мс с использованием фаялита и тефроита в качестве стандартов.
Результаты
Гиперспектральная съемка SWIR. Каждый из конечных элементов можно различить на основе положения их полосы поглощения и спектрального контраста (разница между точками минимумов и максимумов в спектре). Для фазы Lst положение полосы поглощения находится на 2333 нм, что сходно с кальцитом и уникально среди всех конечных элементов. RDa, RDb и SD имеют положения полос поглощения на 2321, 2317 и 2314 нм соответственно и демонстрируют повышенный спектральный контраст (рис. 2c). Фаза SD включает SDa, SDb и SDc, которые имеют полосы поглощения на 2316, 2313 и 2314 нм соответственно и демонстрируют увеличивающийся спектральный контраст (рис. 2d). Асимметрия полосы поглощения для Lst, RDa, RDb и SD составляет 86, 150, 104 и 86 нм соответственно (рис. 2c), а асимметрия для SDa, SDb и SDc составляет 96, 84 и 84 нм соответственно (рис. 2d).
На краю доломитового массива, контролируемого разломом, между Lst, RDa и RDb происходит резкий, параллельный напластованию контакт между Lst, RDa и RDb (рис. 3а, б). Разбросанные пиксели RDa располагаются ниже известняково-доломитового контакта, но RDb и SD отсутствуют. Фаза Lst отсутствует над этим контактом и на всей остальной части висячей стены и подножия. Дистальные части висячей стены состоят из смеси RDa и RDb, контакты между которыми следуют напластованию (рис. 3b, c). Фаза SD редко встречается в дистальных частях висячей стены и обычно ограничивается изолированными слоями биотурбированного вакстоуна. Пространственное распределение пикселей RDb коррелирует с появлением пикселей SD, тогда как пиксели RDa обычно не контактируют с пикселями SD (рис. 3b, c). Этот изолированный слой SD иллюстрирует парагенетическую последовательность каждой из составляющих фаз SD. SDa выравнивает границы интервалов SD и датируется SDb. SDc встречается редко, но эта фаза расположена в центрах интервалов SD (рис. 3b, d).
В ядре доломитового массива висячая стена в основном состоит из брекчий на цементной основе и текстур «зебра» (рис. 3e). Следовательно, фаза SD более распространена в ядре доломитового массива по сравнению с краями. Изолированные обломки RDa и RDb взвешены и полностью окружены SD (рис. 3e, f). Как правило, пиксели RDb расположены рядом с пикселями SD, но контакты между RDa и SD являются локально общими (рис. 3e, f). Пространственное распределение составляющих фаз SD коррелирует с близостью разлома. SDa и SDb расположены по всей висячей стене, но их количество увеличивается по направлению к ядру доломитового массива (рис. 3e, g). SDc датируется этими фазами позже и располагается в центрах макропор, таких как брекчии, трещины, текстуры «зебры» и плоскости залегания. Распространение SDc возрастает по направлению к разлому (рис. 3e, g).
Петрография. Петрографический анализ образцов из Cathedral Formation выявил несколько фаз диагенеза на основе размера их кристаллов, текстуры, жидких включений, свойств CL и минеральных ассоциаций (таблица 1). В дополнение к вмещающему известняку были идентифицированы две фазы RD и три фазы SD. RDa включает мелкокристаллический (20–150 мкм) доломит от эвгедрального до субгедрального с тускло-фиолетовыми люминесцентными ядрами и люминесцентными каймами от ярко-оранжевых до тускло-красных (рис. 4а, b). RDb включает среднекристаллический (100–400 мкм) доломит от субгедрального до ангедрального с тускло-красными люминесцентными ядрами и от тускло- до умеренно-красных люминесцентными каймами (рис. 4а, b). Распределение кристаллов по размерам в RDa является нормальным с модой 84 мкм, средним значением 86 мкм и стандартным отклонением (±) 24 мкм (рис. 4c). Распределение кристаллов по размерам в RDb шире, чем в RDa, и имеет небольшую отрицательную асимметрию (-0,3). Модальный размер кристаллов RDb составляет 284 мкм при среднем значении 267 мкм (± 59 мкм; рис. 4с). RDa включает следы глинистых минералов, обломочный кварц, органическое вещество и пирит, которые редко встречаются в RDb. Фаза SD состоит из трех отдельных фаз «седловидного» доломита, имеющих разные петрографические характеристики (табл. 1).
SDa включает среднекристаллический (250–550 мкм) доломит с непрямыми границами кристаллов, который синтаксиально вырос на RDb (рис. 4d). SDb включает крупнокристаллические (до 4500 мкм), кристаллы доломита с непрямыми границами, широко распространенные в скрепленных цементом брекчиях, текстурах «зебра» и изломах (рис. 4d, e). Кристаллы SDb имеют вытянутую форму, ориентированы нормально к стенке полости и имеют полимодальный размер в зависимости от размера полости, в которой они были осаждены. SDa и SDb незональные, с люминесценцией от тусклой до средне-красной. SDc включает крупнокристаллический доломит с непрямыми границами кристаллов, который практически неотличим от SDb по своим текстурным свойствам. Кристаллы SDc, однако, имеют характерную осцилляторную зональность от тусклой до ярко-красной и от тусклой до ярко-оранжевой (рис. 4e). SDc обычно образуют кайму (толщиной от 250 до 1250 мкм), которая зарождается на кристаллах SDb в текстурах «зебра» и изломах. Отдельные кристаллы SDc (до 4500 мкм) обычны в центральных частях цементированных брекчий.
Геохимия. QEMSCAN показывает, что фазы RD содержат 97,87% доломита, 1,67% глинистых минералов (следы иллита) и мусковита, 0,41% кварца, 0,02% кальцита, 0,01% пирита и 0,02% других минералов (рис. 5а, b). Напротив, фаза SD содержит 99,91% доломита, 0,06% глинистых минералов и мусковита, 0,02% пирита и 0,01% кальцита (рис. 5а, c). Хотя RDb и SDa хорошо различимы в обнажениях и образцах, взятых вручную, из-за их цвета и кристалличности, спектроскопия EDX показывает, что существует минимальный контраст в содержании Ca, Mg и Fe между этими фазами (рис. 5d–f). Напротив, SDb и SDc нельзя с уверенностью отличить в обнажении и взятом вручную образце, но они четко различаются по своему составу (рис. 5g–i).
Каждая из фаз RD является стехиометрической с %Ca = 50,21 (± 0,471) и 49,79 (± 0,404) для RDa и RDb соответственно (таблица 2). Фаза SD имеет %Ca = 49,65 (± 0,540), однако диапазон (48,8–50,6%Ca) и стандартное отклонение заметно выше относительно каждой из фаз RD. Упорядоченность доломита увеличивается от RDa (0,920 ± 0,088) до RDb (1,00 ± 0,232). [Sr] уменьшается от RDa (171 ± 168 ppm) до RDb (18,1 ± 6,70 ppm). Содержание [Fe] увеличивается от RDa (2410 ± 2100 ppm) до RDb (4910 ± 3650 ppm), до SD (7570 ± 4270 ppm), и [Mn] коррелирует с [Fe] в каждой из этих фаз доломита (таблица 2).
Каждая из составляющих фаз SD была дополнительно проанализирована EPMA (таблица 2). SDa имеет %Ca = 49,92, SDb имеет %Ca = 49,67, а SDc имеет % Ca = 50,53. SDa имеет аналогичные концентрации Fe (2170 ± 1420 ppm) и Mn (290 ± 140 ppm) по сравнению с SDb ([Fe] = 3310 ± 1590 ppm; [Mn] 380 ± 180 ppm). SDc заметно обогащен Fe (12 100 ± 2030 ppm) и Mn (1190 ± 660 ppm) относительно каждой из RD и других SD фаз (таблица 2)
Двадцать четыре репрезентативных образца от конечных элементов RDa, RDb и SD были проанализированы на наличие микроэлементов методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ICP-MS) с использованием Agilent 7700× в Advanced Isotope Geochemistry and Cosmochemistry Suite, Манчестерский университет. Два полированных среза, которые включали каждую из подгрупп SD (SDa, SDb, SDc), были проанализированы методом электронно-зондового микроанализа (EPMA) с использованием Cameca SX100. Первоначальная карта размером 2 × 10 мм была создана с шагом 10 мкм, а интересующие области размером 1,536 × 1,536 мм были нанесены на карту с шагом 3 мкм. Ca (Ka; PET) и Mg (Ka; TAP) анализировали при 15 кВ, 10 нА и времени выдержки 100 мс с использованием кальцита и магнезита в качестве стандартов. Fe (Ka; LLIF) и Mn (Ka; LLIF) анализировали при 15 кВ, 200 нА и времени выдержки 200 мс с использованием фаялита и тефроита в качестве стандартов.
Результаты
Гиперспектральная съемка SWIR. Каждый из конечных элементов можно различить на основе положения их полосы поглощения и спектрального контраста (разница между точками минимумов и максимумов в спектре). Для фазы Lst положение полосы поглощения находится на 2333 нм, что сходно с кальцитом и уникально среди всех конечных элементов. RDa, RDb и SD имеют положения полос поглощения на 2321, 2317 и 2314 нм соответственно и демонстрируют повышенный спектральный контраст (рис. 2c). Фаза SD включает SDa, SDb и SDc, которые имеют полосы поглощения на 2316, 2313 и 2314 нм соответственно и демонстрируют увеличивающийся спектральный контраст (рис. 2d). Асимметрия полосы поглощения для Lst, RDa, RDb и SD составляет 86, 150, 104 и 86 нм соответственно (рис. 2c), а асимметрия для SDa, SDb и SDc составляет 96, 84 и 84 нм соответственно (рис. 2d).
На краю доломитового массива, контролируемого разломом, между Lst, RDa и RDb происходит резкий, параллельный напластованию контакт между Lst, RDa и RDb (рис. 3а, б). Разбросанные пиксели RDa располагаются ниже известняково-доломитового контакта, но RDb и SD отсутствуют. Фаза Lst отсутствует над этим контактом и на всей остальной части висячей стены и подножия. Дистальные части висячей стены состоят из смеси RDa и RDb, контакты между которыми следуют напластованию (рис. 3b, c). Фаза SD редко встречается в дистальных частях висячей стены и обычно ограничивается изолированными слоями биотурбированного вакстоуна. Пространственное распределение пикселей RDb коррелирует с появлением пикселей SD, тогда как пиксели RDa обычно не контактируют с пикселями SD (рис. 3b, c). Этот изолированный слой SD иллюстрирует парагенетическую последовательность каждой из составляющих фаз SD. SDa выравнивает границы интервалов SD и датируется SDb. SDc встречается редко, но эта фаза расположена в центрах интервалов SD (рис. 3b, d).
В ядре доломитового массива висячая стена в основном состоит из брекчий на цементной основе и текстур «зебра» (рис. 3e). Следовательно, фаза SD более распространена в ядре доломитового массива по сравнению с краями. Изолированные обломки RDa и RDb взвешены и полностью окружены SD (рис. 3e, f). Как правило, пиксели RDb расположены рядом с пикселями SD, но контакты между RDa и SD являются локально общими (рис. 3e, f). Пространственное распределение составляющих фаз SD коррелирует с близостью разлома. SDa и SDb расположены по всей висячей стене, но их количество увеличивается по направлению к ядру доломитового массива (рис. 3e, g). SDc датируется этими фазами позже и располагается в центрах макропор, таких как брекчии, трещины, текстуры «зебры» и плоскости залегания. Распространение SDc возрастает по направлению к разлому (рис. 3e, g).
Петрография. Петрографический анализ образцов из Cathedral Formation выявил несколько фаз диагенеза на основе размера их кристаллов, текстуры, жидких включений, свойств CL и минеральных ассоциаций (таблица 1). В дополнение к вмещающему известняку были идентифицированы две фазы RD и три фазы SD. RDa включает мелкокристаллический (20–150 мкм) доломит от эвгедрального до субгедрального с тускло-фиолетовыми люминесцентными ядрами и люминесцентными каймами от ярко-оранжевых до тускло-красных (рис. 4а, b). RDb включает среднекристаллический (100–400 мкм) доломит от субгедрального до ангедрального с тускло-красными люминесцентными ядрами и от тускло- до умеренно-красных люминесцентными каймами (рис. 4а, b). Распределение кристаллов по размерам в RDa является нормальным с модой 84 мкм, средним значением 86 мкм и стандартным отклонением (±) 24 мкм (рис. 4c). Распределение кристаллов по размерам в RDb шире, чем в RDa, и имеет небольшую отрицательную асимметрию (-0,3). Модальный размер кристаллов RDb составляет 284 мкм при среднем значении 267 мкм (± 59 мкм; рис. 4с). RDa включает следы глинистых минералов, обломочный кварц, органическое вещество и пирит, которые редко встречаются в RDb. Фаза SD состоит из трех отдельных фаз «седловидного» доломита, имеющих разные петрографические характеристики (табл. 1).
SDa включает среднекристаллический (250–550 мкм) доломит с непрямыми границами кристаллов, который синтаксиально вырос на RDb (рис. 4d). SDb включает крупнокристаллические (до 4500 мкм), кристаллы доломита с непрямыми границами, широко распространенные в скрепленных цементом брекчиях, текстурах «зебра» и изломах (рис. 4d, e). Кристаллы SDb имеют вытянутую форму, ориентированы нормально к стенке полости и имеют полимодальный размер в зависимости от размера полости, в которой они были осаждены. SDa и SDb незональные, с люминесценцией от тусклой до средне-красной. SDc включает крупнокристаллический доломит с непрямыми границами кристаллов, который практически неотличим от SDb по своим текстурным свойствам. Кристаллы SDc, однако, имеют характерную осцилляторную зональность от тусклой до ярко-красной и от тусклой до ярко-оранжевой (рис. 4e). SDc обычно образуют кайму (толщиной от 250 до 1250 мкм), которая зарождается на кристаллах SDb в текстурах «зебра» и изломах. Отдельные кристаллы SDc (до 4500 мкм) обычны в центральных частях цементированных брекчий.
Геохимия. QEMSCAN показывает, что фазы RD содержат 97,87% доломита, 1,67% глинистых минералов (следы иллита) и мусковита, 0,41% кварца, 0,02% кальцита, 0,01% пирита и 0,02% других минералов (рис. 5а, b). Напротив, фаза SD содержит 99,91% доломита, 0,06% глинистых минералов и мусковита, 0,02% пирита и 0,01% кальцита (рис. 5а, c). Хотя RDb и SDa хорошо различимы в обнажениях и образцах, взятых вручную, из-за их цвета и кристалличности, спектроскопия EDX показывает, что существует минимальный контраст в содержании Ca, Mg и Fe между этими фазами (рис. 5d–f). Напротив, SDb и SDc нельзя с уверенностью отличить в обнажении и взятом вручную образце, но они четко различаются по своему составу (рис. 5g–i).
Каждая из фаз RD является стехиометрической с %Ca = 50,21 (± 0,471) и 49,79 (± 0,404) для RDa и RDb соответственно (таблица 2). Фаза SD имеет %Ca = 49,65 (± 0,540), однако диапазон (48,8–50,6%Ca) и стандартное отклонение заметно выше относительно каждой из фаз RD. Упорядоченность доломита увеличивается от RDa (0,920 ± 0,088) до RDb (1,00 ± 0,232). [Sr] уменьшается от RDa (171 ± 168 ppm) до RDb (18,1 ± 6,70 ppm). Содержание [Fe] увеличивается от RDa (2410 ± 2100 ppm) до RDb (4910 ± 3650 ppm), до SD (7570 ± 4270 ppm), и [Mn] коррелирует с [Fe] в каждой из этих фаз доломита (таблица 2).
Каждая из составляющих фаз SD была дополнительно проанализирована EPMA (таблица 2). SDa имеет %Ca = 49,92, SDb имеет %Ca = 49,67, а SDc имеет % Ca = 50,53. SDa имеет аналогичные концентрации Fe (2170 ± 1420 ppm) и Mn (290 ± 140 ppm) по сравнению с SDb ([Fe] = 3310 ± 1590 ppm; [Mn] 380 ± 180 ppm). SDc заметно обогащен Fe (12 100 ± 2030 ppm) и Mn (1190 ± 660 ppm) относительно каждой из RD и других SD фаз (таблица 2)
Рисунок 3. Карты распределения минералов конечных элементов Cathedral Formation в точке Whirlpool, показывающие (а) обзор полученных изображений, иллюстрирующих пространственное распределение каждой диагенетической фазы (верхние панели показывают Lst, RDa, RDb и SD; нижние панели показывают SDa, SDb и SDc). Lst был нанесен на карту путем сохранения всех пикселей с положением полосы поглощения карбоната > 2330 нм. (b) Дистальная часть контролируемого разломом доломитового массива (белый прямоугольник в a), показывающая обильные слоистые отложения доломита на фронте доломитизации (известняково-доломитовый контакт), сопровождаемая (c) соответствующей картой распределения минералов Lst, RDa, RDb и SD, а также (d) карта распределения полезных ископаемых SDa, SDb и SDc. (e) Проксимальная часть контролируемого разломом доломитового массива (белая рамка в a), показывающая обильные неслоистые доломиты, брекчии на цементной основе и текстуры «зебры», сопровождаемые (f) соответствующей картой минералов Lst, RDa, RDb и SD, а также (g) Карта полезных ископаемых SDa, SDb и SDc. Оригинальные изображения в полном разрешении доступны в дополнительных материалах.
Таблица 1. Сводная таблица микроскопических особенностей диагенетических фаз в Cathedral Formation в точке Whirlpool, южные Скалистые горы, основанная на пропускаемом свете, катодолюминесценции (CL) и сканирующей электронной микроскопии.
Интерпретации
Парагенезис Cathedral Formation в точке Whirlpool. Петрографические наблюдения, изменение состава и гиперспектральные снимки были использованы для установления парагенезиса Cathedral Formation. Stacey и др. [26] задокументировали микритизированные частицы, датированные блочным кальцитовым цементом, что согласуется с цементацией на морском дне или под ним. Сквозные взаимосвязи между RDa и RDb отсутствуют, но RDb интерпретируется как образовавшийся в результате перекристаллизации RDa из-за (1) увеличения размера кристалла, (2) уменьшения % Ca, (3) уменьшение [Sr] и (4) увеличение [Fe + Mn] (таблицы 1, 2). Перекристаллизация связана с переходом от эвгедрального доломита к субгедральному в RDa, к субгедральному и ангедральному доломиту в RDb (рис. 4a, b). Учитывая, что RDa и RDb пересекаются низкоамплитудными стилолитами с параллельной слоистостью, замещающая доломитизация интерпретируется как произошедшая во время неглубокого залегания [26,50].
«Седловидный» доломит (SD) растет внутри пор в RDa и RDb и, следовательно, является их более поздним возрастом. SDa последовательно располагается по краям этих пор, зарастает и откладывается SDb (рис. 4d). В шлифе SDa образует синтаксиальную кайму, которая находится в оптической непрерывности с RDb; общей чертой заполняющих полости цементов является та же минералогия, что и у стенки полости [37]. SDa и SDb имеют сходный состав, постепенные переходы и, вероятно, возникли в результате сходного течения флюидов. Кристаллы SDb на порядок крупнее SDa (таблица 1) из-за конкурентной кристаллизации; процесс, при котором благоприятно ориентированные кристаллы препятствуют росту плохо ориентированных кристаллов [51]. Хотя SDc не присутствует по всему обнажению, он последовательно зарождается на SDb и, таким образом, более поздний. SDc приурочен к центральными частям пустот в породах, трещин, текстурам «зебра» и брекчиям на цементной основе (рис. 3).
Парагенезис Cathedral Formation в точке Whirlpool. Петрографические наблюдения, изменение состава и гиперспектральные снимки были использованы для установления парагенезиса Cathedral Formation. Stacey и др. [26] задокументировали микритизированные частицы, датированные блочным кальцитовым цементом, что согласуется с цементацией на морском дне или под ним. Сквозные взаимосвязи между RDa и RDb отсутствуют, но RDb интерпретируется как образовавшийся в результате перекристаллизации RDa из-за (1) увеличения размера кристалла, (2) уменьшения % Ca, (3) уменьшение [Sr] и (4) увеличение [Fe + Mn] (таблицы 1, 2). Перекристаллизация связана с переходом от эвгедрального доломита к субгедральному в RDa, к субгедральному и ангедральному доломиту в RDb (рис. 4a, b). Учитывая, что RDa и RDb пересекаются низкоамплитудными стилолитами с параллельной слоистостью, замещающая доломитизация интерпретируется как произошедшая во время неглубокого залегания [26,50].
«Седловидный» доломит (SD) растет внутри пор в RDa и RDb и, следовательно, является их более поздним возрастом. SDa последовательно располагается по краям этих пор, зарастает и откладывается SDb (рис. 4d). В шлифе SDa образует синтаксиальную кайму, которая находится в оптической непрерывности с RDb; общей чертой заполняющих полости цементов является та же минералогия, что и у стенки полости [37]. SDa и SDb имеют сходный состав, постепенные переходы и, вероятно, возникли в результате сходного течения флюидов. Кристаллы SDb на порядок крупнее SDa (таблица 1) из-за конкурентной кристаллизации; процесс, при котором благоприятно ориентированные кристаллы препятствуют росту плохо ориентированных кристаллов [51]. Хотя SDc не присутствует по всему обнажению, он последовательно зарождается на SDb и, таким образом, более поздний. SDc приурочен к центральными частям пустот в породах, трещин, текстурам «зебра» и брекчиям на цементной основе (рис. 3).
Рисунок 4. Фотомикрографии плоскополяризованного света (PPL; слева) и катодолюминесценции (CL; справа) фаз замещающего доломита (RD) и «седловидного доломита» (SD) в Cathedral Formation. (а) Контакт между RDa и RDb, показывающий их соответствующие микроскопические особенности. (b) RDa и RDb, расположенные над и под стилолитом, параллельно слоистости, соответственно. (c) Гистограмма размера кристалла для RDa и RDb, показывающая их средний размер кристалла, диапазон и стандартное отклонение. Обратите внимание, что гистограмма для RDb имеет отрицательный уклон (− 0,3). (d) Параллельная слоистости текстура «зебры», показывающая постепенное увеличение размера кристаллов между SDa и SDb и их соответствующие микроскопические особенности. Обратите внимание, что SDa и SDb имеют схожие характеристики CL. (e) SDc, которые обычно образуют каймы, образованные на SDb, содержат чередующиеся зоны от тускло-красной до ярко-красной люминесценции доломита.
Рис. 5. (а) Фотография образца Cathedral Formation, показывающая местонахождение количественной оценки минералов при помощи сканирующей электронной микроскопии (QEMSCAN) и энергодисперсионной рентгеновской спектроскопии (EDX). Фотографии, сделанные C.A. McCormick. (b) Изображение QEMSCAN, показывающее контакт между RDb и SDa. (c) Изображение QEMSCAN, показывающее контакт между SDb и SDc. (d, e, f) Изображения спектроскопии EDX, показывающие относительное содержание Ca, Mg и Fe в контакте между RDb и SDa. (g, h, i) Изображения EDX-спектроскопии, показывающие относительное содержание Ca, Mg и Fe на контакте между SDb и SDc. Интервал шага QEMSCAN и EDX-спектроскопии = 4 мкм.
Пространственное распределение каждой диагенетической фазы. Фронты доломитизации в Cathedral Formation и нижележащей формации Mount Whyte в точке Whirlpool интерпретируются как «отступившие» с течением времени из-за перекрытия пористости повторяющихимися пульсациями флюидов [23-26]. В этой модели ядро доломитового массива моложе краев; при этом каждый последующий импульс флюида способствует перекристаллизации более ранних фаз во время цементации доломитового тела [23-26]. Этот отступающий фронт доломитизации связан с увеличением стехиометрии доломита и упорядочением по направлению к ядру доломитового массива [24]. Брекчии на цементной основе и связанные с ними текстуры «зебра», показанные в этом исследовании, в значительной степени ограничены ядром доломитового массива и интерпретируются как образовавшиеся в результате окончательного события, когда закупорка пористости привела к высокому давлению флюидов в порах и разрыву пласта во время сейсмических работ [26].
Карты распределения минералов, полученные на основе гиперспектральных данных, показывают неоднородности в масштабе обнажений, которые свидетельствуют о том, как прогрессировала и завершалась контролируемая разломом доломитизация в Cathedral Formation. Каждая парагенетическая стадия увеличивает относительное содержание от края доломитового массива до ядра, и их спектральные характеристики указывают на то, что % Ca уменьшается между каждой фазой (рис. 6). На краю фронт доломитизации (контакт между Lst и RDa) является резко выраженным и параллельным слою (рис. 3b, c). RDa смещается в сторону RDb, и фазы имеют неравномерное распределение по всему обнажению. Плоскости залегания могут быть идентифицированы по распределению RDa и RDb (рис. 3b, c), что позволяет предположить, что они действовали как пути проницаемости, по которым циркулировали первоначальные доломитизирующие флюиды во время замещающей доломитизации [52]. RDb имеет пространственную связь с SD, что позволяет предположить, что перекристаллизация произошла во время более поздних импульсов флюидов, которые также осаждали SD (рис. 3). Следовательно, происходят структурные изменения от нестехиометрического RDa (концентрически зонального, плохо упорядоченного, от эвгедрального до субгедрального доломита) на краях доломитового массива до более стехиометрического RDb (слабо зонального, хорошо упорядоченного, от субгедрального до ангедрального доломита) в ядре.
SD присутствует по всему доломитовому массиву, но его больше в ядре по сравнению с краями и в висячей стенке разлома по сравнению с нижним боком (рис. 3а). Каждая из составляющих фаз SD, которые неразличимы в видимом свете, также увеличивается в количестве от края доломитового массива к ядру (рис. 3а). SDa встречается в виде изолированных пикселей в RDa и RDb и выравнивает края пустот в породе, текстур «зебры» и брекчий на цементной основе (рис. 3d, g). SDb имеет постепенный переход при контакте с SDa и приурочен к центральным частям этих текстур горных пород. Наконец, SDc осаждался в макропорах, расположенных ближе к разлому (рис. 3g), но иногда встречается вдоль трещин, стилолитов и плоскостей залегания, которые, вероятно, были немногими оставшимися путями проницаемости после брекчирования и цементации [50]. Следовательно, задачи по изучению отступления и парагенезису подгрупп SD могут быть решены только с помощью гиперспектральной съемки, поскольку конечные элементы неразличимы в масштабе обнажения, а шлифы слишком малы, чтобы зафиксировать их пространственное распределение.
Карты распределения минералов, полученные на основе гиперспектральных данных, показывают неоднородности в масштабе обнажений, которые свидетельствуют о том, как прогрессировала и завершалась контролируемая разломом доломитизация в Cathedral Formation. Каждая парагенетическая стадия увеличивает относительное содержание от края доломитового массива до ядра, и их спектральные характеристики указывают на то, что % Ca уменьшается между каждой фазой (рис. 6). На краю фронт доломитизации (контакт между Lst и RDa) является резко выраженным и параллельным слою (рис. 3b, c). RDa смещается в сторону RDb, и фазы имеют неравномерное распределение по всему обнажению. Плоскости залегания могут быть идентифицированы по распределению RDa и RDb (рис. 3b, c), что позволяет предположить, что они действовали как пути проницаемости, по которым циркулировали первоначальные доломитизирующие флюиды во время замещающей доломитизации [52]. RDb имеет пространственную связь с SD, что позволяет предположить, что перекристаллизация произошла во время более поздних импульсов флюидов, которые также осаждали SD (рис. 3). Следовательно, происходят структурные изменения от нестехиометрического RDa (концентрически зонального, плохо упорядоченного, от эвгедрального до субгедрального доломита) на краях доломитового массива до более стехиометрического RDb (слабо зонального, хорошо упорядоченного, от субгедрального до ангедрального доломита) в ядре.
SD присутствует по всему доломитовому массиву, но его больше в ядре по сравнению с краями и в висячей стенке разлома по сравнению с нижним боком (рис. 3а). Каждая из составляющих фаз SD, которые неразличимы в видимом свете, также увеличивается в количестве от края доломитового массива к ядру (рис. 3а). SDa встречается в виде изолированных пикселей в RDa и RDb и выравнивает края пустот в породе, текстур «зебры» и брекчий на цементной основе (рис. 3d, g). SDb имеет постепенный переход при контакте с SDa и приурочен к центральным частям этих текстур горных пород. Наконец, SDc осаждался в макропорах, расположенных ближе к разлому (рис. 3g), но иногда встречается вдоль трещин, стилолитов и плоскостей залегания, которые, вероятно, были немногими оставшимися путями проницаемости после брекчирования и цементации [50]. Следовательно, задачи по изучению отступления и парагенезису подгрупп SD могут быть решены только с помощью гиперспектральной съемки, поскольку конечные элементы неразличимы в масштабе обнажения, а шлифы слишком малы, чтобы зафиксировать их пространственное распределение.
Таблица 2. Концентрации основных и микроэлементов диагенетических фаз в Cathedral Formation в точке Whirlpool, южные Скалистые горы. %Ca = молярный Ca/(Ca + Mg)
Характеристики состава, полученные на основе спектров отражения. Положение полосы поглощения 2315-2335 нм обычно используется для дифференциации доломита от кальцита в лабораториях [10,11] и на снимках дистанционного зондирования [18,21,53]. Van der Meer [13] предположил, что эта полоса поглощения имеет линейную зависимость от степени доломитизации, и Zaini и др. [14,15] применили этот подход для отслеживания положения полос синтетических смесей кальцита и доломита. Эта методология, однако, не использовалась для определения %Ca в нескольких фазах доломита с различным составом. RDa является наиболее богатой кальцием фазой доломита, выявленной в Cathedral Formation (%Ca = 50,21; Таблица 2), и имеет полосу поглощения, расположенную на самой большой длине волны (λ = 2321 нм; рис. 2c). Напротив, SDb является наиболее богатой магнием фазой (%Ca = 49,67; Таблица 2), с полосой поглощения, расположенной на самой короткой длине волны (λ = 2313 нм; рис. 2d). При исключении SDc, фазы с промежуточными составами располагаются вдоль линейной линии тренда с наклоном 0,07%Ca/нм и коэффициентом корреляции (r) 0,94, p < 0,05, n = 5 (рис. 6a).
SDc отклоняется от этой тенденции, поскольку включает существенную замену микроэлемента на Mg ([Fe + Mn] = 13 320 ppm; рис. 6b, c). Увеличенные [Fe + Mn], каждый из которых имеет массу больше Ca и радиус между Mg и Ca, смещают полосы поглощения карбонатов в сторону более длинных длин волн [11,16]. Однако [Fe + Mn] имеет слабую корреляцию (r = 0,50, p > 0,05, n = 6) с положением полосы поглощения ~2315 нм каждой из доломитовых фаз в Cathedral Formation (рис. 6d). В лаборатории Gaffey [11] задокументировал широкую полосу поглощения Fe+2 при 1200 нм и полосы Mn2+ от 300 до 800 нм, но эти особенности трудно идентифицировать в полевых условиях из-за ограничений спектрального диапазона оборудования [17]. Стронций, который заменяет Ca в доломите [54], показывает путь перекристаллизации от RDa (%Ca = 50,21; [Sr] = 171,3 ppm) до RDb (%Ca = 49,79; [Sr] = 18,1 ppm). Однако влияние [Sr] на положение полосы поглощения ~2315 нм систематически не исследовалось в доломите и является недостоверным [12].
Хотя каждая из фаз RD и SD на 97% состоит из доломита, асимметрия полосы поглощения ~2315 нм обычно связана с объемом некарбонатных частиц, идентифицированных в шлифе. RDa (S = 150 нм) и RDb (S = 104 нм) включают следы глинистых минералов и обломочный кварц, которые отсутствуют в каждой фазе SD (S = 84-96 нм). QEMSCAN показывает, что RD включает 1,67% глинистых минералов и мусковита, тогда как в SD они незначительны (рис. 5b, c). Глинистые минералы в RD отражают состав известняка-предшественника, тогда как их отсутствие в SD согласуется с тем, что он осаждается в виде заполняющего пустоты цемента. Особенность поглощения мусковита при ~2200 нм не удалось различить, и неясно, влияют ли некарбонатные минералы на асимметрию полосы поглощения каждой фазы.
SDc отклоняется от этой тенденции, поскольку включает существенную замену микроэлемента на Mg ([Fe + Mn] = 13 320 ppm; рис. 6b, c). Увеличенные [Fe + Mn], каждый из которых имеет массу больше Ca и радиус между Mg и Ca, смещают полосы поглощения карбонатов в сторону более длинных длин волн [11,16]. Однако [Fe + Mn] имеет слабую корреляцию (r = 0,50, p > 0,05, n = 6) с положением полосы поглощения ~2315 нм каждой из доломитовых фаз в Cathedral Formation (рис. 6d). В лаборатории Gaffey [11] задокументировал широкую полосу поглощения Fe+2 при 1200 нм и полосы Mn2+ от 300 до 800 нм, но эти особенности трудно идентифицировать в полевых условиях из-за ограничений спектрального диапазона оборудования [17]. Стронций, который заменяет Ca в доломите [54], показывает путь перекристаллизации от RDa (%Ca = 50,21; [Sr] = 171,3 ppm) до RDb (%Ca = 49,79; [Sr] = 18,1 ppm). Однако влияние [Sr] на положение полосы поглощения ~2315 нм систематически не исследовалось в доломите и является недостоверным [12].
Хотя каждая из фаз RD и SD на 97% состоит из доломита, асимметрия полосы поглощения ~2315 нм обычно связана с объемом некарбонатных частиц, идентифицированных в шлифе. RDa (S = 150 нм) и RDb (S = 104 нм) включают следы глинистых минералов и обломочный кварц, которые отсутствуют в каждой фазе SD (S = 84-96 нм). QEMSCAN показывает, что RD включает 1,67% глинистых минералов и мусковита, тогда как в SD они незначительны (рис. 5b, c). Глинистые минералы в RD отражают состав известняка-предшественника, тогда как их отсутствие в SD согласуется с тем, что он осаждается в виде заполняющего пустоты цемента. Особенность поглощения мусковита при ~2200 нм не удалось различить, и неясно, влияют ли некарбонатные минералы на асимметрию полосы поглощения каждой фазы.
Рисунок 6. Диаграммы рассеяния, показывающие зависимость между: (а) %Ca и полосой поглощения ~2315 нм, (б) [Mn] и [Fe], (c) %Ca и [Mn + Fe], и (d) [Mn + Fe] и положением полосы поглощения ~2315 нм. r = коэффициент корреляции, SEy = стандартная ошибка оценки. Обратите внимание, что r и SEy для (a) опускают SDc.
Влияние текстурных характеристик на спектры отражения. Несколько лабораторных исследований показали, что текстурные свойства минералов и горных пород влияют на поверхностное и объемное рассеяние света [11,13,14,22]. Gaffey [11] и Zaini и др. [14], например, изучали отражательную способность измельченных в порошок минералов, содержащих углерод, которые были просеяны до различных размеров, обычно < 500 мкм и показали, что более мелкие порошки имеют более высокую общую отражательную способность с близповерхностными характеристиками поглощения, тогда как более крупные порошки имеют более низкую общую отражательную способность с более глубокими характеристиками поглощения. Степень уплотнения горных пород по сравнению с порошками, а также перекрытие пористости могут свести к минимуму эти различия, и не всегда возможно определить размер частиц или кристаллов горных пород по их спектрам.
В формировании Cathedral Formation конечные элементы представлены тремя широкими группами, основанными на их спектральном контрасте (рис. 2). RDa со средним размером кристалла 86 мкм имеет самую низкую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2а, с). Органическое вещество (OM), которое уменьшает коэффициент отражения образца и его полосы поглощения [13], локально распространено в RDa и редко в RDb (рис. 3a, b). Следовательно, присутствие OM в RDa может способствовать его низкой общей отражательной способности. RDb и SDa (средний размер кристалла = 267 мкм и 400 мкм соответственно) имеют одинаковую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2). Эти фазы являются более крупнокристаллическими, чем RDa, и их спектральные контрасты являются промежуточными между RDa и остальными фазами SD. SDb и SDc имеют самые крупные кристаллы (средний размер = 2000 мкм), что примерно в пять раз больше, чем SDa, и они демонстрируют самую высокую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2b, d). В этом случае, вероятно, зеркальное отражение от граней кристалла доминирует над объемным рассеянием, что объясняет их высокую отражательную способность [55].
Обсуждение
Результаты этой работы демонстрируют, что гиперспектральная съемка является бесценным инструментом, который позволяет выявить минералогию, состав и текстуру карбонатных пород на макроуровне. Тем не менее, необходимо учитывать масштаб наблюдения или пространственное разрешение, поскольку каждый отображаемый пиксель содержит несколько фаз, которые вносят вклад в отражение [56,57]. Диагенетические фазы в Cathedral Formation, например, содержат кристаллы, которые меньше разрешения изображения (5 см). Хотя каждая из фаз доломита является мономинеральной, они представлены конечными элементами, поскольку различны по составу и текстуре. RDa и RDb сосуществуют в образцах в масштабе шлифа, и поэтому их спектральные сигнатуры являются линейным средним их относительного поверхностного распространения. По этой причине применение лабораторных спектров одного доломитового конечного элемента к нашим полевым снимкам не позволило бы отразить композиционное и текстурное разнообразие, присутствующее в масштабе обнажения, без петрографической и геохимической калибровки. Аналогичным образом, Beckert и др. [18] предостерегали от чрезмерной зависимости от опубликованных спектральных библиотек, основанных на чистых конечных элементах, минералах (т.е. стехиометрическом хорошо упорядоченном доломите), для различения карбонатных пород в полевых условиях. Учитывая, что большая часть осадочного доломита нестехиометрична с содержанием 48,0–62,5 %Ca [48,58], состоит из различных форм кристаллов и границ [47] и включает различные объемы замещенных микроэлементов, к применению одного конечного элемента доломита для полевых или спутниковых снимков без калибровки следует относиться с осторожностью.
Первоначальные наблюдения за Cathedral Formation показывают, что последовательность состоит только из известняка, одной фазы RD и одной фазы SD. Однако детальный петрографический и геохимический анализы [26] показали, что сукцессия включает в себя несколько диагенетических фаз. Соответственно, в этом исследовании изучалась степень, в которой гиперспектральная съемка может быть использована для картирования нескольких фаз доломита в масштабе обнажения и определения их сквозных взаимосвязей; особенности, которые традиционно выявлялись только петрографически. Представленный здесь метод позволяет получить карту, которая иллюстрирует пространственное распределение каждой диагенетической фазы в обнажении; задача, которая не может быть решена с помощью фотограмметрии или лидара, даже если она сопровождается высокой частотой выборки [17,18]. В результате гиперспектральная съемка предоставляет геологический инструментарий, который облегчает систематический отбор проб и повышает уверенность в том, что были отобраны все фазы парагенетической истории, что позволяет определять пути движения флюидов в макроуровне. Это имеет экономические последствия, поскольку структурно контролируемые месторождения магнезита и MVT-минералов (например, Mount Brussilof, Kicking Horse, Monarch) связаны с «гидротермальным доломитовым шпатом» в Cathedral Formation [30,59,60]. Поэтому их эффективная эксплуатация требует четкого понимания пространственного распределения каждой из подгрупп SD и их связи с минерализацией.
Представленное здесь методологическое исследование с точностью до длины волны более 1 нм [7,41] проверило, можно ли использовать гиперспектральную съемку для выделения узкого диапазона стехиометрических характеристик и текстур доломита в среднекембрийской последовательности. Было выделено пять фаз доломита в диапазоне от 49,67 до 50,21 %Ca, которые приближаются к стехиометрическому, хорошо упорядоченному конечному элементу после 100 миллионов лет диагенеза и глубины залегания в несколько километров [23-26]. Прогрессирующая перекристаллизация доломита с течением геологического времени обусловлена минералогической стабилизацией во время залегания, что увеличивает стехиометрию доломита и упорядоченность катионов [61]. Следовательно, эта методология имеет широкие возможности применения к другим, более молодым, последовательностям, которые не подвергались такому залеганию, перекристаллизации и минералогической стабилизации. Это включает в себя кайнозойские доломитовые массивы «островного типа», которые имеют более широкий диапазон стехиометрии доломита [62-64]. При тщательной калибровке гиперспектральная съемка может обеспечить увеличенное представление о распределении каждой из этих диагенетических фаз в обнажении, подобно геологической модели элементов, которая не может быть воспроизведена обычными геологическими методами.
Выводы
Обнажения среднекембрийских пластов в WCSB представляют собой беспрецедентную природную лабораторию для определения степени и времени доломитизации, перекристаллизации и цементации карбонатных пород. Гиперспектральная съемка в сочетании с детальным анализом образцов из контролируемого разломом доломитового массива привела к следующим важным выводам:
(1) Положение полосы поглощения ~2315 нм является эффективным аналогом для %Ca в доломите, и это может быть использовано для картирования вариаций стехиометрии доломита в масштабе обнажения.
(2) Соотношение между %Ca и положением полос поглощения сложно определить в доломите с высоким замещением микроэлементов (SDc; % Ca = 50,53; [Fe + Mn] = 13 320 ppm), поэтому нестехиометрический доломит можно отличить с помощью гиперспектральной съемки.
(3) Спектральный контраст профиля отражения, который учитывает общую глубину полосы отражения и поглощения, коррелирует с текстурными свойствами (например, размером кристаллов, формой границ) каждой фазы доломита, что позволяет их различать и картировать.
(4) Парагенезис и пространственное распределение фаз RD и SD в Cathedral Formation подтверждают предыдущую интерпретацию того, что фронт доломитизации «отступил» к источнику флюида во время последующей перекристаллизации и цементации массива доломита.
Результаты этого исследования демонстрируют, что гиперспектральная съемка SWIR способна распознавать тонкие диагенетические неоднородности в карбонатных породах, помимо обычной идентификации кальцита и доломита. Следовательно, можно проводить надежные многомасштабные исследования путем целенаправленного отбора проб отдельных диагенетических фаз для дальнейшего петрографического и геохимического анализа.
В формировании Cathedral Formation конечные элементы представлены тремя широкими группами, основанными на их спектральном контрасте (рис. 2). RDa со средним размером кристалла 86 мкм имеет самую низкую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2а, с). Органическое вещество (OM), которое уменьшает коэффициент отражения образца и его полосы поглощения [13], локально распространено в RDa и редко в RDb (рис. 3a, b). Следовательно, присутствие OM в RDa может способствовать его низкой общей отражательной способности. RDb и SDa (средний размер кристалла = 267 мкм и 400 мкм соответственно) имеют одинаковую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2). Эти фазы являются более крупнокристаллическими, чем RDa, и их спектральные контрасты являются промежуточными между RDa и остальными фазами SD. SDb и SDc имеют самые крупные кристаллы (средний размер = 2000 мкм), что примерно в пять раз больше, чем SDa, и они демонстрируют самую высокую общую отражательную способность и глубину полосы поглощения (рис. 2b, d). В этом случае, вероятно, зеркальное отражение от граней кристалла доминирует над объемным рассеянием, что объясняет их высокую отражательную способность [55].
Обсуждение
Результаты этой работы демонстрируют, что гиперспектральная съемка является бесценным инструментом, который позволяет выявить минералогию, состав и текстуру карбонатных пород на макроуровне. Тем не менее, необходимо учитывать масштаб наблюдения или пространственное разрешение, поскольку каждый отображаемый пиксель содержит несколько фаз, которые вносят вклад в отражение [56,57]. Диагенетические фазы в Cathedral Formation, например, содержат кристаллы, которые меньше разрешения изображения (5 см). Хотя каждая из фаз доломита является мономинеральной, они представлены конечными элементами, поскольку различны по составу и текстуре. RDa и RDb сосуществуют в образцах в масштабе шлифа, и поэтому их спектральные сигнатуры являются линейным средним их относительного поверхностного распространения. По этой причине применение лабораторных спектров одного доломитового конечного элемента к нашим полевым снимкам не позволило бы отразить композиционное и текстурное разнообразие, присутствующее в масштабе обнажения, без петрографической и геохимической калибровки. Аналогичным образом, Beckert и др. [18] предостерегали от чрезмерной зависимости от опубликованных спектральных библиотек, основанных на чистых конечных элементах, минералах (т.е. стехиометрическом хорошо упорядоченном доломите), для различения карбонатных пород в полевых условиях. Учитывая, что большая часть осадочного доломита нестехиометрична с содержанием 48,0–62,5 %Ca [48,58], состоит из различных форм кристаллов и границ [47] и включает различные объемы замещенных микроэлементов, к применению одного конечного элемента доломита для полевых или спутниковых снимков без калибровки следует относиться с осторожностью.
Первоначальные наблюдения за Cathedral Formation показывают, что последовательность состоит только из известняка, одной фазы RD и одной фазы SD. Однако детальный петрографический и геохимический анализы [26] показали, что сукцессия включает в себя несколько диагенетических фаз. Соответственно, в этом исследовании изучалась степень, в которой гиперспектральная съемка может быть использована для картирования нескольких фаз доломита в масштабе обнажения и определения их сквозных взаимосвязей; особенности, которые традиционно выявлялись только петрографически. Представленный здесь метод позволяет получить карту, которая иллюстрирует пространственное распределение каждой диагенетической фазы в обнажении; задача, которая не может быть решена с помощью фотограмметрии или лидара, даже если она сопровождается высокой частотой выборки [17,18]. В результате гиперспектральная съемка предоставляет геологический инструментарий, который облегчает систематический отбор проб и повышает уверенность в том, что были отобраны все фазы парагенетической истории, что позволяет определять пути движения флюидов в макроуровне. Это имеет экономические последствия, поскольку структурно контролируемые месторождения магнезита и MVT-минералов (например, Mount Brussilof, Kicking Horse, Monarch) связаны с «гидротермальным доломитовым шпатом» в Cathedral Formation [30,59,60]. Поэтому их эффективная эксплуатация требует четкого понимания пространственного распределения каждой из подгрупп SD и их связи с минерализацией.
Представленное здесь методологическое исследование с точностью до длины волны более 1 нм [7,41] проверило, можно ли использовать гиперспектральную съемку для выделения узкого диапазона стехиометрических характеристик и текстур доломита в среднекембрийской последовательности. Было выделено пять фаз доломита в диапазоне от 49,67 до 50,21 %Ca, которые приближаются к стехиометрическому, хорошо упорядоченному конечному элементу после 100 миллионов лет диагенеза и глубины залегания в несколько километров [23-26]. Прогрессирующая перекристаллизация доломита с течением геологического времени обусловлена минералогической стабилизацией во время залегания, что увеличивает стехиометрию доломита и упорядоченность катионов [61]. Следовательно, эта методология имеет широкие возможности применения к другим, более молодым, последовательностям, которые не подвергались такому залеганию, перекристаллизации и минералогической стабилизации. Это включает в себя кайнозойские доломитовые массивы «островного типа», которые имеют более широкий диапазон стехиометрии доломита [62-64]. При тщательной калибровке гиперспектральная съемка может обеспечить увеличенное представление о распределении каждой из этих диагенетических фаз в обнажении, подобно геологической модели элементов, которая не может быть воспроизведена обычными геологическими методами.
Выводы
Обнажения среднекембрийских пластов в WCSB представляют собой беспрецедентную природную лабораторию для определения степени и времени доломитизации, перекристаллизации и цементации карбонатных пород. Гиперспектральная съемка в сочетании с детальным анализом образцов из контролируемого разломом доломитового массива привела к следующим важным выводам:
(1) Положение полосы поглощения ~2315 нм является эффективным аналогом для %Ca в доломите, и это может быть использовано для картирования вариаций стехиометрии доломита в масштабе обнажения.
(2) Соотношение между %Ca и положением полос поглощения сложно определить в доломите с высоким замещением микроэлементов (SDc; % Ca = 50,53; [Fe + Mn] = 13 320 ppm), поэтому нестехиометрический доломит можно отличить с помощью гиперспектральной съемки.
(3) Спектральный контраст профиля отражения, который учитывает общую глубину полосы отражения и поглощения, коррелирует с текстурными свойствами (например, размером кристаллов, формой границ) каждой фазы доломита, что позволяет их различать и картировать.
(4) Парагенезис и пространственное распределение фаз RD и SD в Cathedral Formation подтверждают предыдущую интерпретацию того, что фронт доломитизации «отступил» к источнику флюида во время последующей перекристаллизации и цементации массива доломита.
Результаты этого исследования демонстрируют, что гиперспектральная съемка SWIR способна распознавать тонкие диагенетические неоднородности в карбонатных породах, помимо обычной идентификации кальцита и доломита. Следовательно, можно проводить надежные многомасштабные исследования путем целенаправленного отбора проб отдельных диагенетических фаз для дальнейшего петрографического и геохимического анализа.
17 июня / 2022
