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.

⇐ Предыдущая12345Следующая ⇒

Поделиться: