1987; Лисицын, 1974, 1978; Шепард, 1984; Шумейко, 1971;

Deep-water..., 1977; и др.), например писчий мел и многие мер

гели; фораминиферовые, главным образом глобигериновые, —

некоторые виды мела, мергелей и др.; сферовые (кальцисфе

ровые) — с существенным участием глобигериноподобных

сфер личиночной стадии водорослей, по-видимому, в основном

зеленых; птероподовые — из тонких и мелких (меньще 1 см)

двустворчатых раковинок крылоногих моллюсков, они обычно

примешиваются к другим литотипам; остракодовые — из дву

створчатых раковинок (0,2—3 мм) рачков, также чаще всего

смешанного полибиокомпонентного состава.

Нектогенная группа представлена в основном цефалоподо

выми, чаще всего аммонитовыми известняками, образующими

пласты (0,1—1 м, редко до 2—3 м), сконденсированные при

перемывании осадков, т. е. относящиеся уже ко вторичным,

«реликтово-вторичным», подводно-элювиальным. образованиям.

Они наиболее характерны для юры и мела.

Бентосогенные (бентогенные) известняки формируются сво

бодно передвигающимися беспозвоночными и прикрепленным

бентосом. Первые образуют цельнораковинные известняки —

ракушняки: пелециподовые, гастроподовые, брахиоподовые, а

5 3

также мелкораковинные нуммулитовые, фузулиновые и другие

фораминиферовые.

Самые замечательные известняки и отчасти доломиты фор

мируются прикрепленным бентосом: кораллами, строматопори

дами, водорослями (сине-зелеными, багряными, зелеными),

рудистами, устрицами и другими пелециподами, гастроподами

(неринеями и др.), окончатыми мшанками, губками, серпулами,

трубчатыми фораминиферами, рачками — балянусами. Они об

разуют плоские тела — биостромы («биологические слои») и

столбообразные постройки — биогермы, достигающие десятков

метров высоты, а вместе с другими литотипами — рифовые

массивы в сотни метров высоты (см. 7.6). Это полигенетические

парагенезы известняков, в которых биогермы образуют кар

кас; с ними сочетаются ракушняковые банки, обвальные и дру

гие коллювиальные, турбидитовые, планктоногенные лагунные

и механогенные известковые отложения (Агаджанян и др.,

1973; Задорожная и др., 1982; Королюк, 1952, 1985; Королюк

и др., 1975; Ископаемые..., 1973; Уилсон, 1980; Carbonaterocks...,

1975; Logan et al., 1974, 1984).

Помимо секреционного кальцита в биопостройках участвует

и часто преобладает кальцит, а также (в докембрии и отчасти

в нижнем палеозое) доломит «биохимический». Фактически это

чисто химический способ осаждения карбоната из пересыщен

ной морской или пресной воды по схеме Ca (HCO3) 2->СаС03 | +

+ CO2 + H2O. Также осаждается и доломит. Участие водорослей

состоит в поглощении CO2, из которого они строят свое орга

ническое тело, т. е. им питаются. Но это и сдвигает карбонат

ное равновесие в сторону малорастворимого монокарбоната, ко

торый оказывается в состоянии пересыщения и выпадает на

водорослевых слоевищах, фоссилизируя их при жизни, а в баг

ряных водорослях такой карбонат выпадает даже внутри кле

ток, которые, таким образом, также оказываются фоссилизи

рованными (см. рис. 7.10,ж). Чем более пышно развиваются

водоросли, тем больше, даже лавинообразно выпадают на них

и вокруг них хемогенный микритовый кальцит и доломит. Этот

седиментогенный карбонат с биологической структурой прак

тически сразу становится твердым, что и объясняет каркасо

образующую роль водорослевых известняков в теле .биогерма и

рифа. Часто эту роль выполняют багряные водоросли.

Механогенные карбонатолиты по способу образования,

структуре и текстуре аналогичны обломочным породам (см.

7.1.5). Они относятся к коллювиальным, наземным и чаще под

водным, приливным, волновым, прибрежно-флювиальным, дру

гим отложениям шельфовых (Ball, 1967; Carozzi, 1960, 1970;

Cayeux, 1935; и др.) и более глубоководных течений, турбиди

там и более редким эоловым перевеянным и навеянным (напри

мер, эолиниты, или каличе), аллювиальным отложениям и под

водному аллювию. Некоторые типы каличе формируются из из

вестковой пыли, поднимаемой ветром в семиаридных областях

5.4

с известковых осадков и осаждаемой в других местах на влажной земле или задерживаемой стеблями растений. Аллювиаль

ные обломочные известняковые осадки автору удалось описать

на берегу Миклухо-Маклая на Новой Гвинее, где довольно

протяженные реки (до 20 км) не прорезают полностью терра-

сированную толщу (30—70 м) береговых рифов и поэтому от-

кладывают валунный и песчаный аллювий чисто известнякового

состава. Таковы и речные выносы (подводный аллювий) в Но-

вогвинейское море. Подводно-коллювиальные и флювиальные,

известняковые брекчии, дресвяники, гравелиты, песчаники и

алевролиты широко распространены в карбонатном флише

верхнего мела и юры Кавказа, Карпат и Альп (Келлер, 1947;

Фролов, 1984; Чалышев, Сорвачев, 1977; Miall, 1984; и Др.).

Аналогичные породы участвуют в строении рифовых массивов.

Своеобразным типом брекчиевых известняков и доломитов яв-

ляются линзовидные толщи, возникающие при обрушении сво-

дов пещер или кровли выщелоченных сульфатолитов и других

солей карбонатно-эвапоритовых формаций, например верхней

юры юга бывш. СССР. Обломочные известняки большинства

типов образуют ареал недалекого рассеяния вокруг массивов

известняков, реже они уносятся далеко, например турбидитны-

ми потоками и ветром. В европейской и американской литера-

туре турбидитные известняки песчаной структуры неудачно

называются аллодапическими, или аллодапиковыми.

Метасоматические карбонатные породы образуются как

э л ю в и й , чаще всего подводный, и при замещениях в постсе-

диментационные стадии. В виде известковых панцирей, которые

часто называют каличе, или калькреты, бичроки, они широко

распространены в семиаридных и аридных странах, например в

Австралии, Мексике, юго-западных штатах США. Мощность

единичных пластов достигает 1,5—2 м, а их толщи — 50 м.

Главный процесс их образования — подъем по капиллярам

грунтовых вод с раствором СаСОз, который при испарении во-

ды выпадает в твердую фазу в верхней части почвы, осадков

и пород, цементирует их и постепенно наращивает сверху, так

как ранее отложенная кальцитовая корка также пронизана ка-

пиллярами. Этот процесс может сопровождаться и отложением

известковой пыли, т. е. накоплением эолинитов.

Известковые панцири, известные под названием твердого

дна, широко образуются под водой, чему способствуют быст-

рое твердение известкового ила, действие морской воды и био-

са. Все это интенсифицируется при перерывах осадконакопле-

чия, весьма обычных и под водой. Через верхний слой осадка

(0,2—0,5 м и больше) происходит интенсивный обмен с над-

донной водой веществом и энергией, особенно под влиянием

бактериального и более высокоорганизованного биоса, осадки

гомогенизируются, пронизываются все расширяющимися верти-

кальными каналами, твердеют, перекристаллизовываются, це-

ментируются и в результате возникает совсем новое геологичес-

5 5

кое образование — панцирь. Он бывает и доломитовым и сиде-

ритовым. Мощность панцирей от 5—10 см до 1 —1,5 м.

Элювиальными, а именно физическим элювием — развала-

ми каменистыми, т. е. своего рода руинами, являются многие

конглобрекчиевые и брекчиевые известняки как на суше, осо-

бенно в карстовых районах, так и под водой. К механическому

элювию — горизонтам 086 о конденсации, или перлювию, — отно-

сятся известняки и сидериты, а также некоторые марганцевые

породы, образующиеся при перемывании незатвердевших осад-

ков и пород, в которых успели образоваться карбонатные кон-

креции или даже оолиты и пизолиты. Как более крупные,

они остаются на месте и сгружаются, т. е. конденси-

руются.

Как сингенетические метасоматиты, т. е. как химический

элювий, возникают многие микрозернистые доломиты, образую-

щиеся при доломитизации известкового ила за счет иона маг-

ния наддонной и иловой воды в условиях свободного обмена,

т. е. при открытости системы (Кротов, 1925; Ноинский, 1913;

Осипова, 1956; Татарский, 1939; Теодорович, 1955, 1958; Хво-

рова, 1956; Bathurst, 1971; Fairbridge, 1957). Этот процесс идет

в оз. Балхаш (Сапожников, 1951; Страхов, 1960—1962), в дру-

гих водоемах континентов и прибрежной зоны моря и был ши-

роко распространен в геологическом прошлом. В одних случа-

ях он, вероятно, шел по уравнению Гайдингера — за счет суль-

фата магния морской воды: 2СаС03 +MgSO4+2Н20=«

=CaMg(CO3)+CaSO4 ・2Η20. Признаком этого процесса явля-

ется сонахождение, или парагенез, доломита с гипсом, что и

наблюдается в толщах с солями, т. е. в отложениях выпари-

вающихся аридных водоемов (Янатьева, 1956). В оз. Балхаш,

однако, доломит образуется при пониженной солености наддон-

ной воды, но при высоком щелочном резерве и достаточном со-

держании ионов Mg. В иловых водах щелочной резерв и содер-

жание ионов Mg еще больше возрастают, что и приводит к синтезу доломитов за счет известкового ила. Однако чистого доломита здесь все-таки не получается (образуются сильнодоломитизированные известковые илы), но в нижнем палеозое и особенно в докембрии таким способом могли возникать мощные толщи (см. 7.7.3). Этот механизм осуществляется и прифильтрации лагунных вод с повышенной соленостью через известковые осадки баров, отделяющих полуизолированные лагуны от моря. Последний способ, вероятно, применим к сингенетичной доломитизации рифов, например древние рифы атолла Фунафути (Петтиджон, 1981, с. 464), которые почти всегда пятнисто- или крапчато-доломитистые и часто замещены доломитом нацело. Многие из этих рифов действительно располагались на границе лагуны и моря. Но доломитизированы рифы и не связанныес лагунами. Для них необходимо привлекать другой источникмагния и иную модель доломитизации. В стратисфере происходит и противоположный процесс — раздоломичивание (Татарский, 1953; и др.), например вадозными водами.Доломиты постдиагенетичного замещения широко распространены в докембрии, палеозое и мезозое, и их не всегда можно отличить от доломитов сингенетичного замещения (Постседиментационные..., 1980). Последние, обычно плотные и микритовые, что свидетельствует о замещении еще жидкого ила. Важным признаком служит выдержанность тонких слоев доломита на площади. Но уже в апорифовых сингенетических доломитах эти признаки не выражены или нерезки, и мы видим разнозернистую, часто довольно крупнозернистую породу, какую обычно считают типичной для катагенетического замещения. Отличия остаются во многом неясными и требуют дальнейшего изучения. Однако априори их можно в какой-то мере предвидеть на основании условий замещения: высокомагнезиальные подземные воды, повышенная температура, проницаемость известняков за счет их первичной пористости и крупной зернистости и геологическое время. Медленность процесса доломитизации выражается в идиоморфных (или эвгедральных) кристаллах доломита размером до 1 мм, часто имеющих зональное строение. Некоторые зоны — реликтовые кальцитовые, что хорошо устанавливается окрашиванием. Реликтовые и теневые структуры (оолитовые, раковинные, биогермные, кластитовые и др.), появление кавернозности, контроль замещения трещиноватостью, пересечение стратиграфических границ и границ не только карбонатных, но и силикатных (глауконита и др.) зерен, разнозернистость, довольно крупнозернистые структуры — признаки катагенетического замещения. Распространено мнение, что при полном замещении твердого (непористого) известняка доломитом объем вещества уменьшается на 12%, что и объясняет появление каверн. Другие объясняют каверны выщелачиванием не полностью доломитизированных кальцитовых участков. Во всяком случае геолог может руководствоваться твердо установленным эмпирическим фактом: доломиты, особенно крупнозернистые, более пористые, чем переслаивающиеся с ними известняки, и поэтому

чаще нефтегазоносны.

Понятие о терригенно-минералогических провинциях (ТМП) введено в науку В.П. Батуриным (1931), "который понимает под ними современные и древние области осадконакопления, характеризующиеся присутствием в отложениях одного и того же комплекса реликтовых минералов" (Пустовалов, 1940, с. 412). В гносеологическом плане первичны ТМП, а вторичны ПП, т.е. по ТМП литолог восстанавливает ПП. В онтологическом плане наоборот, первичны ПП, которые порождают ТМП. Соотношение ТМП и ПП можно иллюстрировать схемой (рис. 4.3), на которой упрощенно показаны три ПП. Они дренируются реками, которые поставляют в бассейн седиментации терригенный материал со своими комплексами реликтовых минералов, т.е. образуют сначала простые ТМП (1, 2, 3). Это обычно дельты и другие конусы выноса в море. Волнением и вдольбереговыми течениями этот материал разносится и смешивается, образуются более сложные и более обширные по территории ТМП (4 и 5). Если бассейн небольшой, то еще более сложная ТМП отвечает его центральной части (б). В Черном море, например, В.П. Петелин выделил 15 крупных ТМП, отражающих разнообразные ПП разнородного обрамления - платформы и разновозрастные складчатые сооружения.

Рис. 4.3. Соотношение питающих (ПП) и терригенно-минералогических (ТМП) провинций

Питающие провинции, сложенные: I -^-осадочными породами, II - гранитами, III - основными вулканитами. Терригенно-минералогические провинции простые (1,2, J), сложные (4,5) и еще более сложные (б)

Терригенно-минералогические провинции, области накопления одновозрастных осадков с общим комплексом лёгких и тяжёлых минералов, обломков горных пород, связанных с размывом одной или нескольких питающих провинций. В основе понятия о Т.-м. п., введённого и разработанного советским литологом В. П. Батуриным (1937), лежит тот факт, что между составом обломочных компонентов в осадках и составом материнских пород в областях размыва существует закономерная зависимость; её раскрытие позволяет использовать петрография, состав обломочных пород для стратиграфической увязки разрезов и для восстановления палеогеографической обстановки.

Лит.: Батурин В. П., Петрографический анализ геологического прошлого по терригенным компонентам, М.— Л., 1947.

Билет 18.