ОСНОВНЫЕ ТИПЫ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

 

Известняки — это породы, на 50% и более состоящие из минерала кальцита. Современные известковые осадки в значительной мере сложены арагонитом и высокомагнезиальным кальцитом (содержание магния иногда достигает 8%), однако эти минералы неустойчивы и достаточно быстро уже в диагенезе переходят в кальцит, поэтому известняки, по сути дела, сложены кальцитом.

Кроме основного породообразующего минерала, в известняках в качестве примесей могут присутствовать доломит, глинистый материал, кремнезем (обычно в виде опала, халцедона, реже кварца), глауконит, обломочный материал алевритовой и песчаной размерности, оксиды и гидроксиды железа, пирит, органическое вещество и др.

Частое наличие в известняках того или иного количества доломита требует отмечать его при описании породы; при этом очень важно различать два понятия: «доломитность» и «доломитизация». Первое характеризует лишь наличие доломита в породе, поэтому термины « доломитовый известняк » или « доломитистый известняк » отражают то или иное содержание в известняке доломитовой составляющей, что может быть определено химическим анализом, но не указывает на происхождение этого доломита. Второе же понятие указывает, во-первых, на процесс и, во-вторых, на его вторичность, наложенность на первичную породу (или осадок). В связи с этим термин « доломитизированный известняк » четко указывает на происхождение породы за счет постседиментационного изменения первичного известняка, что очень важно при реконструкциях условий карбонатонакопления и для характеристики породы как коллектора. В связи с этим использование термина «доломитизированный» возможно только после детального литологического, в том числе в шлифах, изучения породы и достоверного установления вторичности появления доломита в результате метасоматических процессов.

 

Доломиты как породы не менее чем на 50% состоят из минерала доломита. Кроме этого в породах нередко присутствуют кальцит, глинистый материал, кремнезем, обломочный материал, оксиды и гидроксиды железа, реже гипс, ангидрит, целестин, флюорит, барит, пирит, органическое вещество.

 

Собственно терригенные обломочные примеси в виде алевритовых, песчаных и более крупных зерен в известняках и доломитах встречается довольно редко и в относительно небольших количествах, поэтому при их наличии к основному названию добавляется соответствующее прилагательное.

 

Известняки и доломиты обычно светлые породы — от чисто белого мела до светло-серых, серых, зеленовато-серых или розовато-серых окрасок, обусловленных наличием примесей глинистого материала, а также оксидов железа разной валентности. Более редки темно-серые и почти черные породы. Цвет последних обычно определяется присутствием значительных количеств дисперсного органического вещества, а иногда и появлением пирита.

 

Прочность известняков и доломитов различна и зависит от их структуры и степени цементации слагающих их фрагментов. Существуют очень мягкие породы — мел, не очень прочные слабо сцементированные известняки биоморфной структуры и, напротив, весьма прочные кристаллические разности; доломиты обычно породы более прочные. Столь же велик диапазон и плотности карбонатных пород — от высокопористых до сплошных монолитных, практически не пористых и очень плотных пород.

 

Мергели — тонкозернистые обычно мягкие светлоокрашенные породы. Эти породы характеризуются специфическими структурами и самим принципом их выделения. Если основанием выделения типов карбонатных пород, является содержание основного породообразующего минерала не менее 50%, то мергели — это породы, где содержание глинистого материала колеблется в пределах 25-75%, а карбонатного соответственно от 75 до 25%. Более того, само по себе наличие соответствующего количества глинистого материала в известняке (доломите) не делает породу мергелем. В мергелях структура карбонатной части пелитоморфная (т.е. размер кристалликов менее 0, 01 мм), и глинистая и карбонатная части образуют равномерную смесь. Если карбонатная составляющая мергеля представлена кальцитом, то породу называют просто мергелем, если доломитом — то доломитовым мергелем.

 

Важным диагностическим признаком карбонатных пород является их реакция с соляной кислотой. Известняки активно вскипают при взаимодействии с каплей кислоты, доломиты в массе практически не реагируют или реагируют очень слабо, но в порошке реакция идет достаточно активно. Аналогичным образом с кислотой взаимодействуют известковые и доломитовые мергели, но после реакции остается грязное пятно нерастворимого в кислоте глинистого материала.

Зарубежные классификации

 

ооспарит представляет собой оолитовый известняк с яснокристаллическим цементом,

биопельмикрит — органогенно-сгустковый известняк с микрозернистым цементом,

дисмикрит — микрозернистый и пелитоморфный известняк, участками перекристаллизованный.

в название породы обязательно включается структура цемента (микритовая или яснокристаллическая) и фиксируются количественные соотношения зерен — оолитов, пеллет и т.д.

 

по наличию или отсутствию первичных структур. Дальнейшее подразделение проводится по разным показателям. Для первой группы с сохранившимися первичными структурами используются количественные соотношения первичных форменных элементов и цемента, а также структура последнего. Во второй группе классификация производится по характеру кристаллов.

баундстоуны, по сути дела, являются синонимом применяемого у нас термина биогермный известняк. Его разновидности уже не столь очевидно сопоставляются с терминами, принятыми в нашей литературе.

Фреймстоуны можно сопоставить с каркасными известняками.

байндстоунами, так как строматолитовые известняки (и доломиты) составляют лишь часть этого понятия; термины для других возможных типов известняков-байндстоунов в отечественной литературе отсутствуют.

бафлстоунам.

мадстоун и частично вакстоун можно сопоставить с микрозернистыми известняками, содержащими то или иное количество зерен — форменных элементов.

Аналогов же терминам пакстоун, грейнстоун, флаутстоун и рудстоун в русской литературе нет, так как они характеризуют породы, состоящие из зерен разного размера с разным характером цемента, но не указывают тип зерен, что является главным в отечественной петрографии, ибо мы прежде всего говорим об известняке фораминиферовом, оолитовом, обломочном ит.д.

 

В практическом использовании, часто употребляются не «чистые» термины, а делается «расшифровка» в виде прилагательного, обозначающего основной или основные виды форменных элементов, например, « оолитовый пакстоун », « ообиогрейнстоун ». Таким образом, при расшифровке характера форменных элементов возможны более уверенные сопоставления. Так, оолитовый доломитовый пакстоун можно сопоставить с доломитом оолитовым с микрозернистым цементом базального и порового типов.

 

Одной из принципиальных особенностей карбонатных пород является то, что многие структурные компоненты и структуры имеют важное генетическое значение.

 

генетических классификаций с выделением групп биогенных (органогенных), хемогенных и биохемогенных, обломочных пород, а также пород неясного происхождения — криптогенных. Поскольку выяснение генезиса пород основано практически только на их структуре, подобные классификации, по сути дела, являются структурно-генетическими, а выделяемые в них типы пород — структурно-генетическими типами.

МЕХАНИЗМЫ И ОБСТАНОВКИ

ОБРАЗОВАНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

 

В общем виде в настоящее время известно три основных способа осаждения материала — биогенный, биохемогенный и хемогенный. Наличие обломочных карбонатных пород — известняковых песчаников, гравелитов и т.д., равно как и наличие экстракластов не является основанием для выделения «обломочного» механизма, так как это механически переотложенный, образовавшийся ранее одним из трех указанных способов карбонатный материал.

 

Наиболее простым механизмом осаждения является биогенный. Биогенное осаждение карбонатного вещества определяется жизнедеятельностью различных растительных и животных организмов, которые извлекают растворенные в морской воде карбонаты и строят из них свои скелеты, состоящие из кальцита, арагонита и высокомагнезиального кальцита. В результате многочисленных смен поколений карбонатоосаждающих организмов накапливающиеся на дне твердые остатки образуют карбонатные осадки, которые затем превращаются в карбонатные породы.

Среди осаждающих карбонаты организмов представители разных царств — растения и животные различных экологических групп — плавающие (кокколитофориды, фораминиферы, птероподы, головоногие), прикрепляющиеся ко дну колониальные (мшанки, кораллы, археоциаты) и одиночные (криноидеи, устрицы, брахиоподы) организмы, свободно лежащие (брахиоподы), передвигающиеся по дну (морские ежи, гастроподы, пелециподы) и другие организмы.

 

Хемогенное осаждение карбонатного материала обусловлено достижением предела его растворимости и связано со сдвигом карбонатного равновесия за счет удаления углекислоты по схеме

Ca(HCO3)₂ -» CaCO₃ + H₂O + CO₂.

раствор и твердая фаза

 

Реакция эта обменная, и процесс может идти и в ту, и в другую сторону. Из химии известно, что подобные обменные реакции идут в том направлении, где, по тем или иным причинам, из сферы реакции удаляются какие-либо продукты. Мощнейшим фактором удаления углекислого газа является жизнедеятельность водорослей. Именно этот процесс и определяет биохимический способ осаждения карбонатного материала.

 

При этом возможны два варианта.

В первом случае изменения среды сугубо локальны и происходят непосредственно у организма (или колонии организмов), и тогда происходит обизвесткование водоросли, тех или иных ее частей или водорослевого (цианобактериального) мата. Классическим примером таких образований являются строматолиты, многие микробиальные образования — пленки, корки, стяжения, а также представители группы синезеленых водорослей.

Во втором случае изменения среды происходят в значительном объеме, и карбонатный материал выделяется из воды бассейна в виде мути — тончайших кристалликов; в результате образуются обычные пелитоморфные и микрозернистые карбонатные илы. Таково, например, сезонное, связанное с цветением фитопланктона появление известкового материала в виде белесых пятен в Красном море и Персидском заливе, осаждение известково-магнезиальных соединений, в том числе протодоломита (т.е. минерала, по химическому составу практически идентичного доломиту, но имеющего неупорядоченную кристаллическую решетку, отличную от решетки настоящего доломита) в лагуне Куронг в Австралии.

Подобные биохимические механизмы ведут к образованию, как известняков, так и доломитов. До сих пор неясно, осаждается ли двойная углекислая соль кальция и магния в виде доломита, протодоломита или в виде отдельных кальциевых и магниевых соединений, которые затем и кристаллизуются в доломит. По-видимому, общим правилом является соосаждение известковых и магнезиальных соединений и диагенетическое образование доломита как минерального индивида. Поэтому принципиально важно говорить о механизмах и условиях осаждения именно магнезиальных соединений, а не собственно доломита, хотя в ряде случаев, возможно, и происходит садка непосредственно доломита или, по крайней мере, протодоломита. Наличие мощных толщ строматолитовых доломитов свидетельствует об осаждении доломитов биохемогенным путем.

 

Чисто хемогенное осаждение происходит, когда смещение карбонатного равновесия обусловлено изменениями физических параметров среды, ведущих к уменьшению растворимости углекислоты. Это возможно при резком снижении давления, повышении температуры воды, солености и др.

Из пластовых карбонатных пород, отложившихся в водоемах, к хемогенным относят лишь пелитоморфные и оолитовые известняки.

Вместе с тем, определение их генезиса как хемогенного далеко не очевидно. Так, использование не обычного поляризационного микроскопа, а более сложной аппаратуры показало, что многие пелитоморфные карбонатные породы на самом деле являются биогенными. Хрестоматийный пример — пелитоморфные известняки верхнего мела Тетиса. Прежние представления о них как хемогенных образованиях оказались ложными, так как при изучении этих пород с помощью сканирующего микроскопа выявлено обилие обломков кокколитофорид, т.е., по сути дела, это уплотненный мел. Аналогична ситуация с тонкодисперсными современными осадками Черного моря, которые оказались в значительной мере кокколитовыми. Электронно-микроскопические исследования современных илов Большой Багамской банки и залива Акаба показали, что игольчатые кристаллы арагонита, слагающие пелитоморфные осадки, в значительной степени являются продуктом деструкции известковых водорослей, фораминифер, моллюсков, кораллов. В ряде случаев микритовые и пелоидные известняки являются продуктом жизнедеятельности цианобактерий. Наконец, как уже было показано, многие пелитоморфные и микрозернистые илы на самом деле образуются биохимическим путем, когда массовое цветение фитопланктона меняет рН среды водоема.

Доказать чисто хемогенное выделение карбонатного материала весьма сложно. С наибольшей вероятностью можно полагать, что хемогенными являются различные туфы, образующиеся при выходе на поверхность Земли подземных вод, когда резкое снижение давления ведет к дегазации CO₂ и соответственно переходу растворимого бикарбоната в нерастворимый карбонат кальция.

 

Частая ассоциация доломитов с сульфатами свидетельствует о повышенной солености водоема, но не является аргументом их хемогенности, так как цианеи, в том числе строматолитообразующие, обитают и в водах весьма повышенной солености.

 

Таким образом, масштабы чисто химической садки карбонатов, особенно карбонатов кальция, оказываются резко ограничены, и само такое осаждение зависит не столько от солености и концентрации растворенных карбонатов, сколько от величины рН, определяемой главным образом жизнедеятельностью водорослей и бактерий. Вместе с тем полностью исключить такой способ осаждения было бы неверным, приходится лишь признать его существенно меньшие масштабы, хотя в определенных фациях он может играть значительную роль.

 

Карбонатные отложения формируются в самых различных условиях: от наземных субаэральных, где образуются известковые туфы, и озерных до океанических глубин, однако абсолютное большинство — это морские отложения двух видов — мелководные и глубоководные.

 

Один тип мелководных обстановок — это теплые водоемы со среднеокеанической или несколько повышенной соленостью, либо открытые, свободно связанные с Мировым океаном широкие или узкие шельфы эпиконтинентальных морей, либо шельфы, в той или иной мере изолированные от океана островами, отмелями или рифами.

В мелководных условиях наиболее активно развиваются усваивающие карбонатный материал бентосные организмы, здесь благодаря наличию солнечного света многочисленны водоросли, которые, как уже указывалось, усваивают растворенную в морской воде углекислоту и тем самым способствуют осаждению карбонатного материала. В этих условиях формируются бентоногенные формации, преимущественно путем биогенного и биохемогенного осаждения.

Специфическим типом бентоногенных мелководных карбонатных образований являются рифы. Рифы — это сложные геологические образования, возникающие в результате жизнедеятельности колонниальных или нарастающих организмов и представляющие собой карбонатный массив, сложенный, по крайней мере, частично, остатками организмов и продуктами их разрушения. Поскольку скорость роста рифа превышает скорость накопления окружающих осадков, его мощность больше мощности синхронных отложений и он возвышается над ними. Главными рифостроителями в течение геологической истории были водоросли и кишечнополостные, причем отдельные группы последних сменяли друг друга во времени. Так, в палеозое важными рифостроителями были строматопороидеи и табуляты, позднее ругозы и мшанки, в мезозое и кайнозое — шестилучевые кораллы. Рифы либо формировались в виде изолированных тел среди глубоководных отложений, либо образовывали цепь рифов — асимметричные рифовые системы на перегибе от мелкого моря к глубокому, либо, наконец, создавали относительно небольшие постройки среди мелководного моря.

Наконец, третий тип мелководных обстановок — это различные по размерам и степени изоляции от открытого моря заливы, бухты, иногда лагуны и т.д.

 

Другой тип — это обширные внутриокеанические отмели. Благодаря своей морфологии карбонатные образования этих зон получили в современной западной литературе названия изолированных карбонатных платформ. В отличие от эпиконтинентальных карбонатных толщ, которые с одной стороны замещаются терригенными прибрежными, а затем континентальными образованиями, а с другой — постепенно или достаточно резко переходят в той или иной степени глубоководные отложения и часто обрамлены рифами, изолированные карбонатные платформы имеют крутые склоны и со всех сторон окружены глубоководными фациями.

Этот тип отложений появился в палеозое, в ограниченном количестве известен в триасе и юре, а с позднего мела стал доминирующим. Механизм накопления карбонатного материала здесь практически полностью биогенный — за счет осаждения раковин нектонных организмов (главным образом головоногих моллюсков), а с позднего мела — в основном планктонных: кокколитофорид, птеропод, фораминифер.

Специфика этого типа заключается в том, что сами организмы обитают обычно в верхней фотической зоне водной толщи (головоногие жили и ниже фотической зоны, но в массе своей это все же обитатели приповерхностных вод), а их скелеты осаждаются на значительных глубинах, при этом максимальная глубина карбонатонакопления все же ограничена. Дело в том, что на больших глубинах при увеличении давления и уменьшении температуры воды (напомним, что температура воды в глубинах океана снижается почти до 2 °С) повышается растворимость, а, следовательно, и содержание углекислоты. Это ведет к растворению попадающих на эти глубины карбонатных раковинок, т.е. указанная выше реакция карбонатного равновесия благодаря наличию углекислого газа идет уже справа налево. Вначале растворяются раковины и их фрагменты, сложенные арагонитом, затем кальцитом; глубина, на которой начинается интенсивное растворение карбонатных раковин, называется лизоклином. Для арагонита она меньше, чем для кальцита, поэтому различают арагонитовый и кальцитовый лизоклин. Несколько глубже располагается зона, где количество поступающего материала равно его растворению; это глубина или уровень карбонатной компенсации. Наконец, глубина, где в осадке остается не более 10 % карбонатного материала, называется критической глубиной карбонатонакопления; в современных океанах в зависимости от широты, биологической продуктивности и других факторов она изменяется от 3, 5 до 5, 5 км; имеются данные, что в геологической истории эта глубина могла существенно меняться, достигая иногда 1000—1500 м. Ясно, что ниже этой глубины карбонатные осадки, а затем и породы, не образуются. Собственно же карбонатные осадки с содержанием карбонатных минералов, по крайней мере, более 50% (а если учесть мергели, то содержание карбонатов должно быть не менее 25%) могут формироваться и сохраняться на меньших глубинах.

В отличие от мелководных бентоногенных здесь формируются планктоногенные карбонатные формации. Надо добавить, что подобные планктоногенные формации могут образовываться и в мелководных наплатформенных морях. Так, писчий мел откладывался как в крайне мелководных, так и в относительно глубоководных условиях.

 

Таким образом, все географические и палеогеографические области морского карбонатонакопления можно объединить в четыре типа: морские и океанические шельфы, крупные изолированные внутрибассейновые {как правило внутриокеанические) отмели, рифы разного типа и пелагиаль.

ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

 

Основные породообразующие минералы карбонатных пород — кальцит и доломит — достаточно легко растворяются и вновь кристаллизуются в условиях, существующих на поверхности Земли и в стратисфере, где присутствуют вода, углекислый газ и некоторые другие агрессивные по отношению к ним компоненты и соединения. Это обусловливает частое и интенсивное проявление вторичных процессов и, соответственно, изменений первичного состава, и особенно структуры карбонатных пород.

Среди основных процессов, которые могут быть установлены при изучении шлифов и которые влияют на коллекторские свойства пород и тем самым особенно интересны геологам-нефтяникам, можно назвать кальцитизацию, перекристаллизацию, выщелачивание, доломитизацию и реже проявляющиеся сульфатизацию и окремнение.

Эти изменения частично проявляются уже в диагенезе. Прежде всего неустойчивые модификации — арагонит, высокомагнезиальный кальцит — перекристаллизуются в устойчивый — кальцит (процесс инверсии). При этом иногда образуются и, главное, сохраняются псевдоморфозы кальцита по арагониту, что позволяет при изучении шлифов установить первичный арагонитовый состав отложений. Более достоверно устанавливаются другие диагенетические преобразования.

Дело в том, что для многих карбонатных осадков, особенно биоморфных и граноморфных, состоящих из зернистого материала — оолитов, сгустков, обломков раковин и т.д., литификация, окаменение происходит не столько за счет механического уплотнения, сколько за счет цементации. Иловые воды карбонатных осадков практически всегда пересыщены карбонатами (в том числе за счет частичного растворения карбонатных фрагментов осадка), последние выпадают в твердую фазу, кристаллизуются, выполняя интерстиции и цементируя осадок, и тем самым превращают его в твердую породу. Изначально твердые биогермные «осадки», сложенные скелетами каркасных организмов (кораллов, мшанок и др.), еще более уплотняются.

Наряду с цементами, обычными для всех пород, в карбонатных породах установлены специфические виды, выделение которых иногда помогает в расшифровке условий осадкообразования. В зарубежной литературе этому вопросу посвящена целая серия статей и специальных сборников (Longman, 1980; «Carbonate cement», 1985 и др.). Так, в обычных мелководно-морских осадках, поры которых полностью заполнены водой (фреатические условия), в раннем диагенезе вокруг карбонатных зерен нарастают игольчатые кристаллы в виде крустификационных каемок примерно одинаковой толщины — «изопахитовый цемент». Оставшееся межзерновое пространство либо сохраняется, и тогда породы имеют высокую первичную межзерновую пористость, либо позднее, в том числе в катагенезе, заполняется мозаичным крупноблочным кальцитом (рис. 7.13). Вместе с тем многие карбонатные осадки формируются в крайнем мелководье и часто осушаются; при этом поровые воды, во-первых, часто опресненные и, во-вторых, не полностью заполняют межзерновое пространство (вадозные условия). В этом случае при дефиците воды либо образуется цемент на контактах зерен (менисковый цемент), либо на нижних частях карбонатных зерен формируются микросталактиты (рис. 7.14, 7.15). В случае если такие опресненные воды заполняют межзерновые поры полностью, формируется мозаичный, более или менее равномернокристаллический цемент, заполняющий все пустотное пространство (рис. 7.14).

Таким образом, очень полезно и важно различить цементы разных генераций — раннедиагенетические и более поздние — и пытаться определить характер цемента разных генераций.

Надо отметить, что образование крустификационных каемок происходит не только между зернами, но и внутри полостей раковин, кораллов, мшанок и т.д. Во внутрираковинных пустотах могут формироваться так называемые геологические уровни, или геопетальные текстуры (рис. 7.16). Дело в том, что в диагенезе эти пустоты часто заполняются очень тонкозернистым осадком, причем заполняются не полностью.

Поскольку осаждение идет в очень спокойных условиях, верхняя граница этого осадка строго горизонтальна. Пространство выше его обычно позднее заполняется химически осажденным яснокристаллическим кальцитом. Последующие тектонические процессы, складкообразование могут изменить первичное положение и даже привести к запрокинутому залеганию. В этом случае граница микрозернистого и яснокристаллического кальцита в раковинах позволяет реконструировать первичное положение, определить величину последующих деформаций.

В какой-то мере аналогичен и процесс образования строматактисов и текстур типа «птичьих глазок». Эти текстуры развиты, как правило, в пелитоморфных и микрозернистых известняках и доломитах и представляют собой мелкие, видимые, однако, невооруженным глазом гнезда, заполненные карбонатными кристалликами. При этом такие включения располагаются более или менее послойно и имеют плоское основание. Образование их обусловлено разными причинами, но наиболее часто, видимо, определяется наличием водорослевых или цианобактериальных пленок, покровов. Это пленки, маты изначально создают определенные неровности и пустоты, кроме того, пустотки формируются за счет пузырьков газов, образующихся при разложении органического вещества водорослей.

В основном диагенетическим является и формирование кальцитовых регенерационных каемок, чаще всего вокруг остатков иглокожих. Напомним, что регенерационные каемки на обломочных зернах кварца и различных алюмосиликатных минералов образуются обычно в катагенезе.

Все описанные процессы — образование крустификационных и регенерационных каемок, выполнение различных пустот — это одно из проявлений процессов постседиментационной кальцитизации.

Наряду с кальцитизацией, которая ведет к литификации, появлению твердой породы, происходит и уплотнение осадка, что иногда проявляется в деформации форменных элементов, например, сдавливании и раздавливании еще не полностью литифицированных оолитов (рис. 7.17), в развитии стилолитов (см. гл. 1).

Важным и весьма распространенным вторичным процессом является перекристаллизация. В самом общем и упрощенном виде этот многообразный и сложный процесс можно представить в виде образования более крупных кристаллов по сравнению с исходными. Частично этот процесс укрупнения происходит за счет растворения первичного карбонатного материала и новообразования кристаллов, частично в ходе роста более крупных кристаллов за счет окружающих более мелких.

Перекристаллизация происходит как в основной массе пелитоморфных и микрозернистых известняков, так и в цементах аналогичной структуры. Она также захватывает и некоторые форменные элементы — оолиты, сгустки и т.д. Перекристаллизация может быть частичной — гнездами, послойной, вдоль трещин и стилолитов и т.д., и сплошной, когда образуются кристаллические известняки и доломиты. В последнем случае первичные структуры либо полностью уничтожаются, стираются, либо сохраняются в виде теней, реликтов (рис. 7.18).

Под действием пластовых вод происходит выщелачивание, т.е. растворение и вынос вещества. Таким образом, в частности, образуются каверны, которые имеют определенные морфологические отличия от пор — межзерновых и межкристаллических (рис. 7.19).

Во-первых, поры имеют размер сопоставимый или более мелкий, чем размер окружающих их кристаллов и форменных элементов, в то время как каверны обычно крупнее. Во-вторых, морфология пор определяется морфологией форменных элементов и кристаллов, а форма каверн независима от них. Наконец, границы пор определяются границами кристаллов и форменных элементов, а каверны ограничены поверхностями растворения форменных элементов, цемента, кристаллов.

Специфической текстурой, возникающей при выщелачивании, являются стилолиты или, точнее, стилолитовые швы (подробнее см. гл. 1, раздел 1.3.1).

Одним из важнейших вторичных процессов в карбонатных породах является процесс доломитизации, когда в результате воздействия магнийсодержащих вод на известняки кальцит последних превращается в доломит, вплоть до полного замещения известняков доломитами. Упрощенно химизм этого процесса описывается реакцией Гайдингера

2СаС03 + MgSO4 -> CaMg(CO3)2 + CaSO4

или реакцией Мариньяка

2СаСОэ + MgCl2 CaMg(CO3)2 + CaCl2.

Кроме основного продукта — доломита, в первом случае появляются сульфаты кальция в виде гипса или ангидрида, которые либо образуют парагенез с новообразованным доломитом, либо, благодаря их относительно большей, чем у доломита, растворимости, выносятся хотя бы частично. Во втором случае одним из продуктов реакции является легко растворимый хлорид кальция, который выносится из сферы реакции.

в определенных условиях происходит раннедиагенетическая доломитизация известковых осадков, известны аналогичные процессы доломитизации и в катагенезе. Для того чтобы эти процессы в катагенезе шли достаточно эффективно, необходима постоянная подача магния и столь же постоянный вынос растворимых продуктов реакции, другими словами, система должна быть открытой (в замкнутой системе без активного водообмена эти реакции если и начнутся, то быстро закончатся без видимого количественного результата). Подобные условия реализуются в хорошо проницаемых породах, где возможен активный водообмен. Поэтому пелитоморфные и микрозернистые известняки в катагенезе практически не доломитизируются, в то время как биоморфные и органогенно-обломочные известняки иногда доломитизируются весьма интенсивно.

Степень доломитизации первичных известняков различна. При слабой доломитизации редкие ромбовидные кристаллы доломита разбросаны в породе либо концентрируются вдоль микротрещинок, стилолитов, располагаются послойно (рис. 7.20). При значительной и сплошной доломитизации образуются крупнокристаллические сахаровидные доломиты, характеризующиеся плотной упаковкой кристаллов и одновременно наличием каверн. Сами кристаллы в шлифе мутные за счет включения реликтов тончайшего первичного кальцитового и глинистого вещества, часто зональные, где более мутные зоны чередуются с более чистыми (рис. 7.21). Наиболее чистые и правильные кристаллы располагаются по стенкам каверн. На фоне кристаллической основной массы иногда просвечивают реликты первичных структур — оолитов, пеллет, органических остатков и др.

В результате подобной доломитизации появляется еще одно важное свойство. Еще в 1837 г. Эли де Бомон показал, что при переходе кальцита в доломит объем твердой фазы сокращается на 12, 5 %. Дело в том, что два моля кальцита занимают объем 73, 8 см3, а образующийся один моль доломита — 64, 8 см3. Если процесс доломитизации происходит в диагенезе, то сокращение объема твердой фазы компенсируется либо уплотнением полужидкого осадка, либо путем заполнения пустот диагенетическим карбонатом из иловых вод. Если же этот процесс происходит в катагенезе, то общий объем, занимаемый комплексом отложений (пластом, пачкой пластов, рифовым массивом и т.д.), сохраняется, а объем собственно твердой части породы уменьшается. Это и ведет к увеличению пустотного пространства и появлению каверн. Надо обметить, что процесс доломитизации проходит сложнее, чем это описывается указанными выше схемами — реакция осуществляется не между твердой фазой (кальцит) и магнийсодержащими растворами. Вначале кальцит переводится в растворимую бикарбонатную форму, затем происходит реакции между растворами, в результате чего осаждается доломит.

Такой многоступенчатый ход реакций имеет ряд важных следствий. Во-первых, не весь находящийся в растворе бикарбонат вступает в реакцию, частично, как при любом выщелачивании, он выносится, т.е. итоговая пористость может увеличиваться более чем на указанные выше 12, 5%. Bo-вторых, при обратном выпадении доломита происходит перераспределение вещества — образуется плотная низкопористая матрица и одновременно значительные по суммарному объему и величине каверны.

Одним из побочных продуктов доломитизации является гипс (ангидрит), т.е. происходит вторичная сульфатизацид карбонатных пород. Вообще сульфаты нередки в карбонатных породах, и важно отличить первичное их образование от вторичного. Если отмечается тонкое переслаивание микрозернистых и пелитоморфных доломитов и сульфатов или сульфаты располагаются между слойками строматолитовых доломитов, то это, скорее всего, первичное образование во доема повышенной солености. Если же сульфаты ассоциируют с вторичными доломитами, выполняют поры известняков|, в том числе содержащих остатки стеногалинной фауны, то эти образования явно вторичные.

Нередко в карбонатных отложениях отмечаются процессы окремнения. Это линзочки, конкреции, жеоды, замещение органических остатков, реже хорошо образованные изолированные кристаллы кварца. Источник кремнезема двоякий. В одних случаях SiO₂ попадает в осадок в виде опаловых скелетов различных организмов — радиолярий, губок и др., а затем перераспределяется в той же породе с образованием тех или иных морфологический форм. Это диагенетическое и катагенетическое окремнение. В других случаях он вносится в породу пластовыми и поверхностными водами, и тогда это катагенетическое окремнение в чистом виде.

НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ЭВОЛЮЦИИ

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

 

Известняки — это породы, на 50% и более состоящие из минерала кальцита. Современные известковые осадки в значительной мере сложены арагонитом и высокомагнезиальным кальцитом (содержание магния иногда достигает 8%), однако эти минералы неустойчивы и достаточно быстро уже в диагенезе переходят в кальцит, поэтому известняки, по сути дела, сложены кальцитом.

Кроме основного породообразующего минерала, в известняках в качестве примесей могут присутствовать доломит, глинистый материал, кремнезем (обычно в виде опала, халцедона, реже кварца), глауконит, обломочный материал алевритовой и песчаной размерности, оксиды и гидроксиды железа, пирит, органическое вещество и др.

12345Следующая ⇒

Поделиться: