Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение

Подождите немного. Документ загружается.

чить все яснокристаллические разности, которые ранее не-

редко рассматривались как хемогенные, а на самом деле об-

разуются в результате вторичной перекристаллизации самых

разных по происхождению пород или метасоматической до-

ломитизации известняков. Поэтому к хемогенным относят, по

сути дела, лишь пелитоморфные и оолитовые известняки.

Вместе с тем, определение их генезиса как хемогенного

далеко не очевидно. Так, использование не обычного поляри-

зационного микроскопа, а более сложной аппаратуры пока-

зало, что многие пелитоморфные карбонатные породы на са-

мом 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 ска-

нирующего микроскопа выявлено обилие обломков кокколи-

тофорид, т.е., по сути дела, это уплотненный мел (см. также

гл. 1). Аналогична ситуация с тонкодисперсными современ-

ными осадками Черного моря, которые оказались в значи-

тельной 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 микри-

товые и пелоидные известняки являются продуктом жизне-

деятельности цианобактерий. Наконец, как уже было показа-

но, многие пелитоморфные и микрозернистые илы на самом

деле образуются биохимическим путем, когда массовое цве-

тение фитопланктона меняет рН среды водоема.

Столь же неоднозначна интерпретация оолитов как чисто

хемогенных образований. Во-первых, между онколитами, об-

разованными синезелеными водорослями, и «истинными»

оолитами существует масса переходов, и четкая граница ме-

жду биохемогенными (псевдобиогенными) онколитами и

«истинными хемогенными оолитами» отсутствует, что само

по себе вызывает сомнение в чистой хемогенности послед-

них. Специалисты-микропалеонтологии многие из них опре-

деляют как микрофитолиты, выделяя определенные груп-

пы — Osagia

Asterospheroides, Radiosus, Vermiculites и др. Во-

вторых, изучение оолитов Большой Багамской банки, Пер-

сидского залива и других областей современного карбонато-

образования показало, что формирование концентрической

структуры оолитов обусловлено переслаиванием тангенци-

ально расположенных игольчатых кристаллов арагонита и

360

органического вещества — слизи водорослей. Остатки нитча-

тых цианей обнаружены ныне даже в докембрийских ооли-

тах. Наконец, концентрации стронция в современных ооли-

тах выше тех, которые, согласно термодинамическим расче-

там, могли бы при существующих температурах и давлениях

содержаться в аргоните (в виде изоструктурной примеси

стронцианита к аргониту). Избыточное на 14—15 % количест-

во стронция объясняется жизнедеятельностью бактерий и

водорослей.

Говоря о химической садке карбонатов, полезно напом-

нить данные по химии морской воды. Установлено, что в

тропических районах произведение растворимости кальцита

в поверхностных водах превышено в

7 —8

раз. Эксперимен-

тально показано, что для спонтанного чисто химического вы-

деления карбоната кальция из морской воды необходимо 50-

кратное пересыщение раствора, что недостижимо в естест-

венных условиях. Вместе с тем, при значительных временных

интервалах хемогенное выделение минералов происходит, но

размеры формирующихся кристалликов близки коллоидным,

и при такой дисперсности они находятся лишь во взвеси. Их

осаждение возможно двумя путями. Во-первых, с помощью

организмов-фильтраторов, пропускающих через себя громад-

ные количества воды и задерживающих при этом высокодис-

персные частицы карбоната кальция, которые слипаются в

комочки, сгустки и в таком виде осаждаются. Во-вторых, пу-

тем нарастания на существующих более крупных кристаллах-

зародышах — детрите раковин, возникающей на литорали

мути и т.д. Нетрудно видеть, что оба эти механизма химиче-

ским путем увеличивают массу карбонатного осадка, но

опять-таки не без заметного участия, хотя и косвенного, ор-

ганизмов.

Таким образом, масштабы чисто химической садки карбо-

натов, особенно карбонатов кальция, оказываются резко ог-

раничены, и само такое осаждение зависит не столько от со-

лености и концентрации растворенных карбонатов, сколько

от величины рН, определяемой главным образом жизнедея-

тельностью водорослей и бактерий. Вместе с тем полностью

исключить такой способ осаждения было бы неверным, при-

ходится 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 извест-

ковые туфы, и озерных до океанических глубин, однако

361

абсолютное большинство — это морские отложения двух ви-

дов — мелководные и глубоководные (рис. 7.12).

Один тип мелководных обстановок — это теплые водоемы

со среднеокеанической или несколько повышенной солено-

стью, либо открытые, свободно связанные с Мировым океа-

ном широкие или узкие шельфы эпиконтинентальных мо-

рей, либо шельфы, в той или иной мере изолированные от

океана островами, отмелями или рифами.

Другой тип — это обширные внутриокеанические отмели

типа Багамской банки. Благодаря своей морфологии карбо-

натные образования этих зон получили в современной запад-

ной литературе названия изолированных карбонатных плат-

форм. В отличие от эпиконтинентальных карбонатных толщ,

которые с одной стороны замещаются терригенными при-

брежными, а затем континентальными образованиями, а с

другой — постепенно или достаточно резко переходят в той

или иной степени глубоководные отложения и часто обрам-

лены рифами, изолированные карбонатные платформы име-

ют крутые склоны и со всех сторон окружены глубоковод-

ными фациями.

Наконец, третий тип мелководных обстановок — это раз-

личные по размерам и степени изоляции от открытого моря

заливы, бухты, иногда лагуны и т.д.

В мелководных условиях наиболее активно развиваются

усваивающие карбонатный материал бентосные организмы,

здесь благодаря наличию солнечного света многочисленны

водоросли, которые, как уже указывалось, усваивают раство-

ренную в морской воде углекислоту и тем самым способст-

вуют осаждению карбонатного материала. В этих условиях

формируются бентоногенные формации, преимущественно

путем биогенного и биохемогенного осаждения.

Специфическим типом бентоногенных мелководных кар-

бонатных образований являются рифы. Рифы — это сложные

Уровень

Рис. 7.12. Основные палеогеографические области карбонатонакопления:

/ — шельфы; 2 — изолированные отмели; 3 — рифы; 4 — пелагиаль

362

геологические образования, возникающие в результате жиз-

недеятельности колонниальных или нарастающих организмов

и представляющие собой карбонатный массив, сложенный,

по крайней мере частично, остатками организмов и продук-

тами их разрушения. Поскольку скорость роста рифа превы-

шает скорость накопления окружающих осадков, его мощ-

ность больше мощности синхронных отложений и он возвы-

шается над ними. Главными рифостроителями в течение гео-

логической 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 глубоковод-

ных отложений, либо образовывали цепь рифов — асиммет-

ричные рифовые системы на перегибе от мелкого моря к

глубокому, либо, наконец, создавали относительно небольшие

постройки среди мелководного моря.

Второй вид морских карбонатных отложений — это глубо-

ководные образования открытых океанических пространств.

Этот тип отложений появился в среднем палеозое, в ограни-

ченном количестве известен в триасе и юре, а с позднего

мела стал доминирующим. Механизм накопления карбонат-

ного материала здесь практически полностью биогенный —

за счет осаждения раковин нектонных организмов (главным

образом головоногих моллюсков), а с позднего мела — в

основном планктонных: кокколитофорид, птеропод, форами-

нифер.

Специфика этого типа заключается в том, что сами орга-

низмы 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 ограни-

чена. 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 содер-

жание углекислоты. Это ведет к растворению попадающих на

эти глубины карбонатных раковинок, т.е. указанная выше

реакция карбонатного равновесия благодаря наличию углеки-

слого газа идет уже справа налево. Вначале растворяются ра-

ковины и их фрагменты, сложенные арагонитом, затем каль-

цитом; глубина, на которой начинается интенсивное раство-

363

рение карбонатных раковин, называется лизоклином. Для

аргонита она меньше, чем для кальцита, поэтому различают

аргонитовый и кальцитовый лизоклин. Несколько глубже рас-

полагается зона, где количество поступающего материала

равно его растворению; это глубина или уровень карбонат-

ной 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 су-

щественно меняться, достигая иногда 1000—1500 м. Ясно, что

ниже этой глубины карбонатные осадки, а затем и породы,

не образуются. Собственно же карбонатные осадки с содер-

жанием карбонатных минералов, по крайней мере, более

50 % (а если учесть мергели, то содержание карбонатов

должно быть не менее 25 %) могут формироваться и сохра-

няться на меньших глубинах.

В отличие от мелководных бентоногенных здесь форми-

руются планктоногенные карбонатные формации. Надо доба-

вить, что подобные планктоногенные формации могут обра-

зовываться и в мелководных наплатформенных морях. Так,

писчий мел откладывался как в крайне мелководных, так и в

относительно глубоководных условиях.

Таким образом, все географические и палеогеографиче-

ские области морского карбонатонакопления можно объеди-

нить в четыре типа: морские и океанические шельфы, круп-

ные изолированные внутрибассейновые {как правило внут-

риокеанические) отмели, рифы разного типа и пелагиаль (см.

рис. 7.12).

Сказанное выше об обстановках касается карбонатных

пород в целом — как известняков, так и доломитов. Вместе с

тем существуют и определенные различия условий образова-

ния тех и других. В общем виде известняки — это отложения

мелководных открытих морей со среднеокеанической соле-

ностью; известняками (в том числе мелом) сложены и планк-

тоногенные глубоководные формации. Доломиты — это от-

ложения практически только мелководных водоемов, причем

нередко повышенной солености.

7.5. НЕКОТОРЫЕ ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ

ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Основные породообразующие минералы кар-

бонатных пород — кальцит и доломит — достаточно легко

растворяются и вновь кристаллизуются в условиях, сущест-

вующих на поверхности Земли и в стратисфере, где присут-

ствуют вода, углекислый газ и некоторые другие агрессивные

по отношению к ним компоненты и соединения. Это обу-

словливает частое и интенсивное проявление вторичных про-

цессов и, соответственно, изменений первичного состава, и

особенно структуры карбонатных пород.

Среди основных процессов, которые могут быть установ-

лены при изучении шлифов и которые влияют на коллектор-

ские свойства пород и тем самым особенно интересны геоло-

гам-нефтяникам, можно назвать кальцитизацию, перекри-

сталлизацию, выщелачивание, доломитизацию и реже прояв-

ляющиеся сульфатизацию и окремнение.

Эти изменения частично проявляются уже в диагенезе.

Прежде всего неустойчивые модификации — арагонит, вы-

сокомагнезиальный кальцит — перекристаллизуются в устой-

чивый — кальцит (процесс инверсии). При этом иногда обра-

зуются и, главное, сохраняются псевдоморфозы кальцита по

арагониту, что позволяет при изучении шлифов установить

первичный арагонитовый состав отложений. Более достовер-

но устанавливаются другие диагенетические преобразования.

Дело в том, что для многих карбонатных осадков, особенно

биоморфных и граноморфных, состоящих из зернистого ма-

териала — оолитов, сгустков, обломков раковин и т.д., лити-

фикация, окаменение происходит не столько за счет механи-

ческого уплотнения, сколько за счет цементации. Иловые во-

ды 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», сложен-

ные скелетами каркасных организмов (кораллов, мшанок

и др.), еще более уплотняются.

Наряду с цементами, обычными для всех пород, в карбо-

натных породах установлены специфические виды, выделе-

ние которых иногда помогает в расшифровке условий осад-

кообразования. В зарубежной литературе этому вопросу по-

365

священа целая серия статей и специальных сборников

(Longman, 1980; «Carbonate cement», 1985 и др.). Так, в обыч-

ных 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 тол-

щины — «изопахитовый цемент». Оставшееся межзерновое

пространство либо сохраняется, и тогда породы имеют высо-

кую первичную межзерновую пористость, либо позднее, в

том числе в катагенезе, заполняется мозаичным крупноблоч-

ным кальцитом (рис. 7.13). Вместе с тем многие карбонатные

осадки формируются в крайнем мелководье и часто осуша-

ются; при этом поровые воды, во-первых, часто опресненные

и, во-вторых, не полностью заполняют межзерновое про-

странство (вадозные условия). В этом случае при дефиците

воды либо образуется цемент на контактах зерен (мениско-

вый цемент), либо на нижних частях карбонатных зерен

Рис. 7.13. Известняк оолитовый (оолитовый грейнстоун, ооспарит).

Цемент кальцитовый корковый, крустификационный; оставшееся межзер-

новое пространство заполняется блочным более поздним кальцитом второй

генерации. Без анализатора. Северная Фергана

366

формируются микросталактиты (рис. 7.14, 7.15). В случае если

такие опресненные воды заполняют межзерновые поры пол-

ностью, формируется мозаичный, более или менее равномер-

нокристаллический цемент, заполняющий все пустотное про-

странство (рис. 7.14).

Таким образом, очень полезно и важно различить цементы

разных генераций — раннедиагенетические и более позд-

ние — и пытаться определить характер цемента разных гене-

раций.

Надо отметить, что образование крустификационных кае-

мок происходит не только между зернами, но и внутри по-

лостей раковин, кораллов, мшанок и т.д. Во внутрираковин-

ных пустотах могут формироваться так называемые геологи-

ческие 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. Про-

странство выше его обычно позднее заполняется химически

осажденным яснокристаллическим кальцитом. Последующие

тектонические процессы, складкообразование могут изменить

первичное положение и даже привести к запрокинутому за-

леганию. В этом случае граница микрозернистого и яснокри-

сталлического кальцита в раковинах позволяет реконструи-

ровать первичное положение, определить величину после-

дующих 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 цианобак-

териальных пленок, покровов. Это пленки, маты изна-

чально создают определенные неровности и пустоты, кроме

того, пустотки формируются за счет пузырьков газов,

образующихся при разложении органического вещества во-

дорослей.

В основном диагенетическим является и формирование

кальцитовых регенерационных каемок, чаще всего вокруг

остатков иглокожих. Напомним, что регенерационные каемки

367

Морские фреатические

условия

Пресноводные фреатические

условия

Пресноводные вадозные

условия

910

Рис. 7.14. Характер цементации карбонатных пород в вадозных и фреатнческих зонах (по М. Лонгману, 1980):

/ — первоначальные седиментационные структуры осадка; 2 — постседиментационные структуры породы; 3 — формен-

ные элементы (зерна); 4 — полное насыщение пор морской водой; 5 — поровые воды; 6 — пресные воды; 7 — воздух;

8 — мениски воды; 9 — радиальный фибровый арагонит; 10 — полигональные границы крустификационного цемента;

11 — спаритовый кальцитовый цемент

Рис. 7.15. Некоторые виды цемента карбонатных

пород различных фациальных зон (по М. Лонгма-

ну, 1980)