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

Подождите немного. Документ загружается.

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 эпиконти-

нентальных шельфовых морей с карбонатной седиментацией,

примером чему служат относительно узкие шельфы се-

верного обрамления Тетиса — верхнеюрские Скифской и

Туранской плит, ряд шельфов нынешнего Средиземноморья

и др.

Существенно большее значение приобрело карбона-

тонакопление в пределах внутриокеанических отмелей,

где формировались изолированные карбонатные платфор-

мы. При открытии Тетиса и Атлантики и раз движении лито-

сферных плит возникли многочисленные разрозненные бло-

ки, на которых в позднем триасе

—

ранней юре началось на-

копление мелководных бентоногенных карбонатных отло-

жений.

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 геофизи-

ческим данным — с поздней юры, начала формироваться Ба-

гамская банка — классический пример изолированной кар-

бонатной платформы, являющейся прототипом этого типа

карбонатных платформ вообще. Суммарная мощность мезо-

зойско-четвертичных карбонатных пород этой банки, начи-

ная со вскрытых скважиной отложений верхнего мела, пре-

вышает 4860 м. В юго-восточной Атлантике нижнемеловые

мелководные бентоногенные отложения изолированной

платформы обнаружены скважинами глубоководного буре-

ния в пределах Китового хребта. Многочисленные изолиро-

ванные карбонатные платформы известны в странах Среди-

земноморья.

В течение позднего триаса, поздней юры, среднего, а мес-

тами и позднего мела шло активное рифообразование. Триа-

сово-юрские рифы известны практически по всему Тетису и

его окраинам, среднемеловые рудистовые рифы в наиболь-

шей степени развиты в районе Мексиканского залива, Ка-

рибского моря и по их побережьям, они распространены по

западным окраинам Центральной Африки, северному обрам-

лению Тетиса от Португалии через Турцию, Афганистан до

1974)

Индии, позднемеловые постройки известны на севере Афри-

ки 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 пре-

восходят 1600 м.

Принципиальным новшеством мезозоя было резкое воз-

растание роли пелагических океанических карбонатных от-

ложений. Это широко известные юрские и меловые форма-

ции Аммонитико россо, Майолика, Бьянконе альпийской зо-

ны и вообще западной части Тетиса, триасовые гальдштад-

ские известняки и аммонитовые фации его восточной части,

и в частности, острова Тимор и др.

Наиболее изученными являются отложения типа Аммони-

тико россо, которые известны от Пиринеев на западе до Тур-

ции на востоке и, по данным морского бурения, — в Север-

ной Атлантике. Как правило, это красные, желтые, бурые

известняки, характеризующиеся отчетливо комковатой, ноду-

лярной, реже тонкослоистой и еще реже массивной тексту-

рой, микрозернистой структурой со своеобразной ассоциа-

цией остатков организмов, включающей аммониты, белемни-

ты, 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 оцен-

кам колеблется от 0,4 до 5 мм/1000 лет, что в общем сопоста-

вимо 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 карбонато-

образования вообще и специфической формации писчего ме-

ла в частности, причем существенное, если не основное зна-

чение среди всех карбонатов имела именно эта формация.

Она не только обусловила накопление океанических карбо-

натных отложений, но и распространилась в шельфовых

морях как древних, так и молодых платформ, где соответст-

1974)

вующие планктоногенные толщи занимают огромные пло-

щади.

В кайнозое продолжалось смещение карбонатонакопления

в океаны. Шельфовые моря с накоплением карбонатных

осадков стали более редки, а главное — ограничены по пло-

щади, 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 Юка-

тан — на 600

—

650 км при ширине также около 200 км.

Сократилось и число изолированных отмелей с карбонат-

ной седиментацией. Среди наиболее известных — Большая

Багамская банка, где продолжалось формирование заложен-

ной 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 изо-

лированных отмелей относительно возросло значение рифов.

Океанические рифы развивались в течение всего кайнозоя,

но наиболее активно с эоцена. Резко — относительно и абсог

лютно — увеличилось пелагическое карбонатонакопление в

океанических пространствах, где шло почти исключительно

планктоногенное осадкообразование за счет жизнедеятельно-

сти 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 планктоно-

генным осаждением в пелагических областях, значительная

часть — с рифами и в существенно меньшей степени с друг

гими зонами.

Одной из причин смещения карбонатонакопления с кон|

тинентальных 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. Об-

ширные шельфы молодого Северного Ледовитого океана бы-

ли неблагоприяты по климатическим условиям. В новообра-

зованном и расширяющемся Атлантическом океане шельфы

оказались достаточно узкими. Кроме того негативно влиял и

1974)

вновь возникший по восточному побережью Атлантики ап-

веллинг. Поступление глубинных холодных недонасыщенных

карбонатами вод угнетало развитие донной жизни и соответ-

ственно, карбонатонакопление. Бентоногенное карбонатона-

копление 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 — оса-

дителей кабонатного материала. При относительном сокра-

щении шельфовых участков в теплой климатической зоне,

где обильно развивался усваивающий карбонат кальция бен-

тос, «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 геохро-

нологических подразделениях, по крайней мере на уровне

эпох, хотя строго количественно оценить его масштабы и их

изменения в пределах всего Земного шара весьма затрудни-

тельно. Наиболее полные сведения по континентальному сек-

тору стратисферы были получены А.Б. Роновым (1993), мате-

риалы которого графически представлены на рис. 7.23. Коли-

чественное распределение карбонатных пород в геологиче-

ском 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, ин-

тенсивности карбонатонакопления, т.е. объема карбонатов,

накопившихся в единицу времени, и, наконец, доли карбо-

натных пород в данном отделе от суммы всех карбонатных

образований венда и фанерозоя.

На фоне непрерывного во всей истории накопления кар-

бонатных отложений отчетливо устанавливается неравномер-

ность этого процесса и наличие трех крупных максимумов:

средний кембрий

—

средний ордовик, средний девон — кар-

бон и верхняя юра

—мел,

а также двух относительно неболь-

ших: средний

—

верхний триас и эоцен. Важно отметить, что

абсолютные объемы карбонатных пород последовательно

1974)

Рис. 7.23. Принципиальная схема эволюции масштабов карбонатонакопле-

ния в истории Земли

возрастают от нижнепалеозойского максимума к верхнеюр-

скому — меловому. Оценить объемы океанических карбонат-

ных отложений сейчас весьма проблематично, однако, если

учесть, что известные ныне палеозойские глубоководные от-

1974)

дожения в основном глинистые и значительно реже карбо-

натные (указанные выше цефалоподовые, тентакулитовые и

другие подобные известняки), а мезозойские и особенно

кайнозойские — в значительной мере карбонатные, с боль-

шей степенью вероятности можно говорить об увеличении

масштабов карбонатонакопления в течение геологической

истории.

При увеличении общего количества карбонатных отложе-

ний происходит сокращение количества доломитов при соот-

ветствующем 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, каль-

цифиры 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 проис-

ходило последовательное, хотя и не совсем равномерное

снижение доли доломитов, количество которых со второй по-

ловины мезозоя стало крайне ограничено.

Очень показательно, что аналогичным образом практиче-

ски 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, магне-

зиты.

При отсутстии животных организмов в докембрии и их

ограниченности в неблагоприятных для них обстановках во-

доемов повышенной солености палеозоя и особенно мезозоя

и кайнозоя эти экологические ниши оккупировали более то-

лерантные автотрофы, в том числе различные микробиальные

сообщества. В связи с этим извлечение из морской воды уг-

лекислого газа было весьма активным, а его восполнение за

счет дыхания животных отсутствовало. Это в итоге вело к

существенному повышению рН среды, что и вызывало пре-

имущественную садку именно магнезиальных соединений.

Параллельно с сокращением количества доломитовых по-

род происходила смена областей доломитообразования и их

фациального облика. Основное развитие доломитов в докем-

брии и палеозое связано с обширными эпиплатформенными

«шельфовыми» морями, где эти отложения занимали значи-

тельные площади. Известны также доломиты на изолирован-

1974)

Рис. 7.24. Принципиальная схема эволюции состава карбонатных OTAoX

ний и геологическое развитие автотрофов

ных карбонатных платформах и в рифах, но их количество

несоизмеримо меньше, чем на шельфах.

В мезозое, наряду с резким сокращением шельфовых мо-

рей с карбонатной седиментацией в их пределах, сократилось

и доломитообразование, причем последнее отчетливо смести-

лось к самой прибрежной зоне литорали, к заливам и лагунам

с нарушенным гидрологическим режимом. В связи с этим

относительно возросла роль доломитов изолированных плат-

форм и рифов.

Эта тенденция еще более усилилась в кайнозое, когда до-

ломитообразование 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 до-

ломитообразования, наряду с изменением характера биоты,

которая определяла высокую щелочность среды, было изме-

нение общих палеогеографических областей карбонатонако-

пления и смена бентоногенного карбонатонакопления планк-

тоногенным. Исчезновение или, точнее, резкое сокращение

площади шельфовых морей, где шло основное осаждение до-

ломита, естественно, привело и к сокращению доломитообра-

зования. Одновременно смещение карбонатонакопления в

пелагиаль при ведущей роли планктонных фораминифер,

кокколитофорид и птеропод, раковинки которых сложены

арагонитом и кальцитом, обеспечило подавляющее преобла-

дание известняков над доломитами.

Изменения состава карбонатных отложений во многом

определялись эволюцией способов, механизмов осаждения

карбонатного вещества (рис. 7.25). В свою очередь на эволю-

цию способов могли влиять и изменения палеогеографиче-

ских областей карбонатонакопления.

Сколько-нибудь достоверные данные по этому вопросу

для архея практически отсутствуют, но, скорее всего, это

было преимущественно чисто хемогенное осаждение. В про-

терозое, особенно со среднего протерозоя, когда произошел

практически взрывной расцвет цианобактерий, абсолютно

преобладал биохемогенный способ и его разновидность —

псевдобиогенный. Это находит свое выражение в мощ-

ных толщах строматолитовых и других микробиальных кар-

бонатных пород, причем преимущественно доломитового

состава.

Подобная ситуация в значительной степени сохранилась в

венде и начале кембрия. Об этом свидетельствуют мощны

толщи строматолитовых известняков и доломитов, а так^

1974)

Рис. 7.25. Принципиальная схема эволюции способов осаждения карбонат-

ного материала.

Основные организмы-карбонатоосадители: 1 — цефалоподы, тентакулиты,

стилиолины; 2 — аммониты, кокколитофориды; 3 — кокколитофориды; 4 —

фораминиферы, птероподы, кокколитофориды

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). Псевдобиоген-

ное накопление карбонатного материала, мощно развитое в

позднем рифе и раннем палеозое, затем скачкообразно со-

кращалось и представлено в мезозое в значительной степени,

а в кайнозое исключительно в виде строматолитов.

Начиная со второй половины ордовика очень быстро воз-

1974)