КАРБОНАТОНАКОПЛЕНИЯ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

 

Карбонатные отложения были, по-видимому, первым или одним из первых объектов, на котором выявлена эволюция осадочного породообразования в истории Земли. Еще в начале XX в. Р. Дэли установил, что от палеозоя к мезозою и кайнозою происходит резкое сокращение количества доломитов и смена их известняками. Вообще проблема эволюции карбонатонакопления чрезвычайно многообразна — это эволюция палеогеографических обстановок карбонатообразования, его масштабов, способов, механизмов накопления карбонатного материала, его состава и т.д. (Кузнецов, 2003).

Современные данные о распределении карбонатных отложений разного типа позволяют утверждать, что относительное значение указанных выше четырех палеогеографических областей карбонатонакопления с точки зрения объемов отлагающихся в их пределах карбонатных осадков менялось в геологической истории Земли (рис. 7.22).

В протерозое и палеозое карбонатонакопление связано с обширными, обычно крайне мелководными, «шельфовыми» морями, покрывавшими устойчивые блоки континентального сектора стратисферы — древние платформы. Таковы, например, рифей-венд-кембрийские моря Сибирской и Китайской платформ, Ирана, позднепалеозойские бассейны, покрывавшие Восточно-Европейскую платформу, палеозойские моря Северо-Американской платформы и др.

Размеры таких морей нередко были весьма велики. Так, позднедевонско-раннекаменноугольный бассейн Восточно-Европейской платформы протягивался не менее чем на 1800—1900 км с запада на восток и не менее чем на 3000 км с севера на юг. Позднеордовикский бассейн Северной Америки с карбонатной седиментацией простирался от современных арктических островов Канады до северной Мексики, т.е. не менее чем на 8 — 9 тыс. км при ширине 2 — 2, 5 тыс. км.

Другим палеографическим типом области карбонатонакопления в это время были обширные отмели среди глубоководных древних океанических бассейнов. Здесь также формировались бентоногенные карбонатные и терригенно-карбонатные формации.

Размеры таких отмелей — изолированных карбонатных платформ — различны. Так, Астраханская платформа верхнего девона (башкирского яруса) Прикаспийского микроокеана имеет размеры 150 на 175 км при суммарной мощности карбонатной толщи около 2000 м. Площади палеозойских карбонатных платформ, погребенных под мезозойско-кайнозойским платформенным чехлом Западно-Сибирской плиты, — Нюрольской и Ханты-Мансийской — составляют соответственно около 10 тыс. км2 (при вскрытой мощности карбонатных пород около 3600 м) и порядка 20 тыс. км2. Нижне-среднедевонская платформа Салаира имела размеры примерно 350 на 500 км при суммарной мощности около 4 км, а фамен-турнейская Казахстанская — 450 на 900 км и мощность не менее 2500 м.

Третьей областью бентогенного карбонатонакопления были рифы. Последние развивались как в пределах эпиконтинентальных наплатформенных морей, так и на пассивных окраинах континентов, часто обрамляя платформенные карбонатные отложения. Многочисленны также внутриокеанические рифы и рифы, обрамляющие микроконтиненты и жесткие блоки среди океанов.

В палеозое отмечено несколько эпох интенсификации рифообразования: ранний — средний кембрий, поздний ордовик—франский век, визейский — начало башкирского века, конец позднего карбона —пермь.

Собственно пелагическое нектоно-планктоногенное осаждение карбонатного материала в докембрии и палеозое было, видимо, достаточно ограничено. Вероятно наиболее древним примером отложений подобного рода являются верхнесилурийские ортоцеровые известняки Карнийских Альп, но наибольшее развитие они получили в девоне — самом начале карбона. Пелагические известняки этого возраста известны в Европе, Северной Африке, Казахстане, Северном Памире и других регионах.

Как правило, это микрозернистые известняки, иногда глинистые, с тем или иным количеством тонкого органогенного детрита, с тонкослоистой или чаще флазерной, комковатой текстурой, наличием хардграундов, нередко железо-марганцевыми нодулями. Среди остатков фауны отчетливо преобладают плавающие формы — цефалоподы, конодонты, стилиолины, тентакулиты, среди бентоса присутствуют тонкостенные двустворки. Для этих отложений характерна относительно, а часто и абсолютно малая мощность. Так, в Гарце (Германия) имеются разрезы, где карбонатные отложения всего верхнего девона имеют мощность около 1 м. В связи с этим скорость карбонатного осадконакопления в большинстве случаев оценивается в 2 —3 мм/1000 лет, что вполне сопоставимо со скоростями накопления аналогичных отложений в современных океанах.

В мезозое сохранились те же четыре основных типа областей карбонатонакопления, но произошло значительное изменение количественной роли каждой из них. Резко сократилось количество и, самое главное, размеры эпиконтинентальных шельфовых морей с карбонатной седиментацией, примером чему служат относительно узкие шельфы северного обрамления Тетиса — верхнеюрские Скифской и Туранской плит, ряд шельфов нынешнего Средиземноморья и др.

Существенно большее значение приобрело карбонатонакопление в пределах внутриокеанических отмелей, где формировались изолированные карбонатные платформы. При открытии Тетиса и Атлантики и раз движении литосферных плит возникли многочисленные разрозненные блоки, на которых в позднем триасе — ранней юре началось накопление мелководных бентоногенных карбонатных отложений.

В Палеоатлантике в пределах американского Средиземно морья (Карибское море и Мексиканский залив), известна, например, среднемеловая, обрамленная рифами платформа Голден Лайн в Мексике, юрско-нижнемеловая платформа плато Блейк. По крайней мере с раннего мела, а по геофизическим данным — с поздней юры, начала формироваться Багамская банка — классический пример изолированной карбонатной платформы, являющейся прототипом этого типа карбонатных платформ вообще. Суммарная мощность мезозойско-четвертичных карбонатных пород этой банки, начиная со вскрытых скважиной отложений верхнего мела, превышает 4860 м. В юго-восточной Атлантике нижнемеловые мелководные бентоногенные отложения изолированной платформы обнаружены скважинами глубоководного бурения в пределах Китового хребта. Многочисленные изолированные карбонатные платформы известны в странах Средиземноморья.

В течение позднего триаса, поздней юры, среднего, а местами и позднего мела шло активное рифообразование. Триасово-юрские рифы известны практически по всему Тетису и его окраинам, среднемеловые рудистовые рифы в наибольшей степени развиты в районе Мексиканского залива, Карибского моря и по их побережьям, они распространены по западным окраинам Центральной Африки, северному обрамлению Тетиса от Португалии через Турцию, Афганистан до Индии, позднемеловые постройки известны на севере Африки и на Ближнем Востоке.

Близки к рифам карбонатные образования океанических гайотов — плосковершинных карбонатных образований, обычно с рифовым обрамлением, перекрытых пелагическими осадками и погруженных ныне на значительные глубины. Они, в частности, изучены в северо-западной и центральной частях Тихого океана, где обнаружено более 350 подобных образований. Мощности карбонатных отложений иногда превосходят 1600 м.

Принципиальным новшеством мезозоя было резкое возрастание роли пелагических океанических карбонатных отложений. Это широко известные юрские и меловые формации Аммонитико россо, Майолика, Бьянконе альпийской зоны и вообще западной части Тетиса, триасовые гальдштадские известняки и аммонитовые фации его восточной части, и в частности, острова Тимор и др.

Наиболее изученными являются отложения типа Аммонитико россо, которые известны от Пиринеев на западе до Турции на востоке и, по данным морского бурения, — в Северной Атлантике. Как правило, это красные, желтые, бурые известняки, характеризующиеся отчетливо комковатой, нодулярной, реже тонкослоистой и еще реже массивной текстурой, микрозернистой структурой со своеобразной ассоциацией остатков организмов, включающей аммониты, белемниты, планктонные и бентонные фораминиферы, радиолярии, кокколитофориды, кальционеллы. Наряду с плавающими формами нередки и бентосные, но всегда специфические — посидонии, даонеллы, немногочисленные гастроподы, губки, остракоды.

Скорость седиментации этих отложений по разным оценкам колеблется от 0, 4 до 5 мм/1000 лет, что в общем сопоставимо со скоростями накопления кайнозойских океанических осадков аналогичного состава.

С поздней юры и особенно со второй половины мела начался расцвет и массовое развитие кокколитофорид и в связи с этим активное накопление кокколитовых илов. Этот взрывной расцвет привел к резкому увеличению карбонатообразования вообще и специфической формации писчего мела в частности, причем существенное, если не основное значение среди всех карбонатов имела именно эта формация. Она не только обусловила накопление океанических карбонатных отложений, но и распространилась в шельфовых морях как древних, так и молодых платформ, где соответствующие планктоногенные толщи занимают огромные площади.

В кайнозое продолжалось смещение карбонатонакопления в океаны. Шельфовые моря с накоплением карбонатных осадков стали более редки, а главное — ограничены по площади, особенно по ширине. Так, крупнейшие кайнозойские образования такого рода в районе Мексиканского залива и полуострова Флорида протягиваются на расстояние примерно 800 км при ширине не более 200 км, а у полуострова Юкатан — на 600 — 650 км при ширине также около 200 км.

Сократилось и число изолированных отмелей с карбонатной седиментацией. Среди наиболее известных — Большая Багамская банка, где продолжалось формирование заложенной в мезозое платформы. Чисто кайнозойской является платформа Мальдивского архипелага, где в течение раннего эоцена — раннего олигоцена формировалась «классическая» плосковершинная платформа, рельеф поверхности которой был модифицирован в позднем олигоцене — плейстоцене.

В связи с сокращением числа и площади шельфов и изолированных отмелей относительно возросло значение рифов. Океанические рифы развивались в течение всего кайнозоя, но наиболее активно с эоцена. Резко — относительно и абсолютно — увеличилось пелагическое карбонатонакопление в океанических пространствах, где шло почти исключительно планктоногенное осадкообразование за счет жизнедеятельности кокколитофорид, птеропод и фораминифер.

Количественная роль тех или иных обстановок вызывает значительные разногласия, однако можно утверждать, что абсолютно большая часть современного карбонатонакопления (а во многом и кайнозойского в целом) связана с планктоногенным осаждением в пелагических областях, значительная часть — с рифами и в существенно меньшей степени с другими зонами.

Одной из причин смещения карбонатонакопления с континентальных блоков в океан, видимо, были палеогеографи ческие изменения, связанные с глобальной тектоникой, а именно с положением литосферных плит. Действительно, В мезозое и особенно кайнозое после закрытия субширотного Тетиса практически не осталось шельфов в низких широтах, где могли бы формироваться бентоногенные карбонаты. Обширные шельфы молодого Северного Ледовитого океана были неблагоприяты по климатическим условиям. В новообра зованном и расширяющемся Атлантическом океане шельфы оказались достаточно узкими. Кроме того негативно влиял и вновь возникший по восточному побережью Атлантики апвеллинг. Поступление глубинных холодных недонасыщенных карбонатами вод угнетало развитие донной жизни и соответственно, карбонатонакопление. Бентоногенное карбонатонакопление в океане развито лишь на его западных шельфах, где апвеллинг отсутствует. Аналогичная картина наблюдается в Тихом и, в меньшей степени, в Индийском океане.

Параллельно с изменением палеографических обстановок карбонатонакопления произошла и смена организмов — осадителей кабонатного материала. При относительном сокращении шельфовых участков в теплой климатической зоне, где обильно развивался усваивающий карбонат кальция бентос, «избыток» карбонатов морских вод начал извлекаться планктонными организмами, и прежде всего плавающими микроскопическими водорослями, которые благодаря этому стали ведущей карбонат-усваивающей группой. Поскольку водоросли более толерантны к температурными условиями, они оккупировали и бассейны умеренных широт, и формация писчего мела покрывает обширные, в том числе удаленные от тропиков пространства платформ.

Карбонатонакопление известно с глубокого докембрия и продолжалось в течение всего фанерозоя, во всех его геохронологических подразделениях, по крайней мере на уровне эпох, хотя строго количественно оценить его масштабы и их изменения в пределах всего Земного шара весьма затруднительно. Наиболее полные сведения по континентальному сектору стратисферы были получены А.Б. Роновым (1993), материалы которого графически представлены на рис. 7.23. Количественное распределение карбонатных пород в геологическом разрезе дано в виде четырех показателей: абсолютного объема карбонатных пород в отделах стратиграфической шкалы, доли карбонатных пород от общего объема пород данного конкретного стратиграфического подразделения, интенсивности карбонатонакопления, т.е. объема карбонатов, накопившихся в единицу времени, и, наконец, доли карбонатных пород в данном отделе от суммы всех карбонатных образований венда и фанерозоя.

На фоне непрерывного во всей истории накопления карбонатных отложений отчетливо устанавливается неравномерность этого процесса и наличие трех крупных максимумов: средний кембрий — средний ордовик, средний девон — карбон и верхняя юра —мел, а также двух относительно небольших: средний — верхний триас и эоцен. Важно отметить, что абсолютные объемы карбонатных пород последовательно возрастают от нижнепалеозойского максимума к верхнеюрскому — меловому. Оценить объемы океанических карбонат ных отложений сейчас весьма проблематично, однако, если учесть, что известные ныне палеозойские глубоководные от дожения в основном глинистые и значительно реже карбонатные (указанные выше цефалоподовые, тентакулитовые и другие подобные известняки), а мезозойские и особенно кайнозойские — в значительной мере карбонатные, с большей степенью вероятности можно говорить об увеличении масштабов карбонатонакопления в течение геологической истории.

При увеличении общего количества карбонатных отложений происходит сокращение количества доломитов при соответствующем относительном и абсолютном возрастании доли известняков (рис. 7.24).

Имеющиеся в настоящее время данные показывают, что в архее и, видимо, частично в раннем протерозое преобладало накопление карбонатов кальция. Сейчас это мраморы, кальцифиры и другие глубокометаморфизованные породы, но с кальциевой основой. В среднем и верхнем протерозое, в меньшей степени в венде преобладали доломиты, имеются и мощные толщи магнезитов (см. рис. 7.24). В палеозое происходило последовательное, хотя и не совсем равномерное снижение доли доломитов, количество которых со второй половины мезозоя стало крайне ограничено.

Очень показательно, что аналогичным образом практически на тех же рубежах происходило и сокращение и даже исчезновение цианобактерий или, в более общей форме, — автотрофов. Это обстоятельство еще раз указывает на роль биоты в осаждении магнезиальных соединений, которые в итоге образуют доломиты и, как крайнее проявление, магнезиты.

При отсутствии животных организмов в докембрии и их ограниченности в неблагоприятных для них обстановках водоемов повышенной солености палеозоя и особенно мезозоя и кайнозоя эти экологические ниши оккупировали более толерантные автотрофы, в том числе различные микробиальные сообщества. В связи с этим извлечение из морской воды углекислого газа было весьма активным, а его восполнение за счет дыхания животных отсутствовало. Это в итоге вело к существенному повышению рН среды, что и вызывало преимущественную садку именно магнезиальных соединений.

Параллельно с сокращением количества доломитовых пород происходила смена областей доломитообразования и их фациального облика. Основное развитие доломитов в докембрии и палеозое связано с обширными эпиплатформенными «шельфовыми» морями, где эти отложения занимали значительные площади. Известны также доломиты на изолированных карбонатных платформах и в рифах, но их количество несоизмеримо меньше, чем на шельфах.

В мезозое, наряду с резким сокращением шельфовых морей с карбонатной седиментацией в их пределах, сократилось и доломитообразование, причем последнее отчетливо сместилось к самой прибрежной зоне литорали, к заливам и лагунам с нарушенным гидрологическим режимом. В связи с этим относительно возросла роль доломитов изолированных платформ и рифов.

Эта тенденция еще более усилилась в кайнозое, когда доломитообразование практически полностью было связано с аридными побережьями — себхами и лагунами, в меньшей степени — с литоралями гумидных зон, а также рифами.

Таким образом, одной из важных причин сокращения доломитообразования, наряду с изменением характера биоты, которая определяла высокую щелочность среды, было изменение общих палеогеографических областей карбонатонакопления и смена бентоногенного карбонатонакопления планктоногенным. Исчезновение или, точнее, резкое сокращение площади шельфовых морей, где шло основное осаждение доломита, естественно, привело и к сокращению доломитообразования. Одновременно смещение карбонатонакопления в пелагиаль при ведущей роли планктонных фораминифер, кокколитофорид и птеропод, раковинки которых сложены арагонитом и кальцитом, обеспечило подавляющее преобладание известняков над доломитами.

Изменения состава карбонатных отложений во многом определялись эволюцией способов, механизмов осаждения карбонатного вещества (рис. 7.25). В свою очередь на эволюцию способов могли влиять и изменения палеогеографических областей карбонатонакопления.

Сколько-нибудь достоверные данные по этому вопросу для архея практически отсутствуют, но, скорее всего, это было преимущественно чисто хемогенное осаждение. В протерозое, особенно со среднего протерозоя, когда произошел практически взрывной расцвет цианобактерий, абсолютно преобладал биохемогенный способ и его разновидность — псевдобиогенный. Это находит свое выражение в мощных толщах строматолитовых и других микробиальных карбонатных пород, причем преимущественно доломитового

состава.

Подобная ситуация в значительной степени сохранилась в венде и начале кембрия. Об этом свидетельствуют мощные толщи строматолитовых известняков и доломитов, а также карбонатных пород, состоящих из остатков кальцибионтов — эпифитонов, ренальцисов, гирванелл и т.д.

Эти механизмы осаждения функционировали и в течение всей позднейшей фанерозойской истории, но количественная роль их была резко ослаблена (см. рис. 7.25). Псевдобиогенное накопление карбонатного материала, мощно развитое в позднем рифе и раннем палеозое, затем скачкообразно сокращалось и представлено в мезозое в значительной степени, а в кайнозое исключительно в виде строматолитов.

Начиная со второй половины ордовика очень быстро возрастал объем чисто биогенного выделения карбонатов кальция в скелетах организмов и его накопление в виде карбонатных осадков.

С середины палеозоя этот способ стал абсолютно преобладающим. Вместе с тем и сам характер биогенного кабонатонакопления не оставался постоянным. В палеозое, видимо, абсолютно преобладало формирование известняков за счет жизнедеятельности бентосных организмов, среди которых важное породообразующее значение имели строматопороидеи, табуляты, ругозы, брахиоподы, фораминиферы, криноидеи, мшанки, водоросли, преимущественно зеленые. В мезозое бентоногенное накопление известняков сохранилось, хотя масштабы его сократились. В определенной мере сменился и состав известьвыделяющих организмов. Так, сократилось значение бентосных фораминифер, криноидей, среди кишечнополостных ведущими стали шестилучевые кораллы, среди водорослей — багряные, место брахиопод в значительной степени заняли моллюски и т.д.

Принципиально важным стало изменение роли нектонных и особенно планктонных организмов и соответственно резкое возрастание значения нектоно- и планктоногенных формаций. Подобный способ осаждения впервые появился в позднем силуре в виде ортоцеровых известняков Карнийских Альп, более широко развит в девоне — начале карбона, когда формировались цефалоподовые, стилиолиновые и тентакули товые известняки. В триасе —юре известны аммонитовые известняки (верхний триас восточного Тетиса, юрская формация Аммонитико россо альпийской зоны и др.). Уже в этих известняках важна доля планктонных организмов, а с поздне го мела планктоногенный способ стал ведущим, когда основ ное количество карбоната кальция усваивалось и осаждалось кокколитофоридами, а затем в кайнозое и птероподами и особенно планктонными фораминиферами.

Несколько иная картина наблюдается для доломитов. В позднем докембрии, кембрии и частично ордовике— силуре главным механизмом осаждения доломитов был, видимо, биохемогенный и псевдобиогенный. Это привело к формиро ванию мощных толщ строматолитовых доломитов и даже «первичных» доломитовых археоциатово-цианобактериальных рифов. Со второй половины палеозоя п с е в д о б и о г е н н ое доломитообразование резко сокращается и отчетливо превалирует биохемогенное осаждение известково-магнезиальных соединений с последующим диагенетическим преобразованем их в доломит.

⇐ Предыдущая12345

Поделиться: