2.4. Накопление СаСОз – MgCo3

Накопление карбонатных осадков обусловлено физико-химическими условиями среды седиментации и структуры бассейна (т.е. составом ионов и растворенных газов, температурой воды, глубинами бассейна) и жизнедеятельностью органическо­го мира. Со временем эти факторы изменялись, что следует из анализа огромной литературы. Тем не менее, проблема эволюции карбонатного осадконаконакопления, в частности известковых пород и доломитов, остается очень сложной и, несмотря на многочисленные исследования, слабо изученной (Яншин с соавт., 1989). В самых общих чертах историю развития накоплений СаСОз – MgCО₃ можно представить следующим образом (Страхов, 1963; Казанский, 1983; Кузнецов, 1983; и др.).

Известковые породы встречаются среди древнейших отложе­ний докембрия (свита Каучичинг, США). По-видимому, в раннем докембрии существовало два типа бассейнов карбонатонакопления - приуроченных к докембрийским щитам и к структурам, преобразованным в складчатые области. Количество карбонатных пород в разрезах бассейнов первого типа колеблется от 1 до 8 %, второго - от 15 до 40 % (Зайцев, Горбачев, 1983). Наиболее древние карбонатные породы лишены органических остатков, так как, очевидно, являются хемогенными образова­ниями. Этому способствовало высокое содержание СО₂ в атмосфере, высокий щелочной резерв вод и другие причины, вследствие чего в гумидных зонах наряду с известняками накаплива­лись и доломитовые осадки. В протерозое появляются известь-выводящие водоросли - строматолиты, а также строматолитовые рифогенные образования, широко распространенные среди отложений афебия, рифея и венда. С развитием органического мира возникают археоциатовые, коралловые, строматолитовые, мшанковые рифогенные отложения, составляющие каркас мощ­ных карбонатных рифогенных формаций, а также известковые биокластиты. Эти формации делятся на две морфологические группы, известные с раннего докембрия: линзовидно-уплощенные изометричные и линейно вытянутые. Рифогенные сооруже­ния последней группы широко распространены в фанерозое. Эволюция рифостроителей, химического и минерального соста­ва рифовых построек рассмотрена В.Г. Кузнецовым (1983).

От протерозоя доныне роль организмов в извлечении СаСОз постоянно нарастает, все новые группы принимают участие в этом процессе, усиливая биогенное карбонатонакопление. С юры появляются кокколитофориды и фораминиферы - настоя­щие породообразующие организмы. В раннем мезозое областя­ми органогенного карбонатонакопления, наряду с континентальными бассейнами, стали обширные пространства океанов. В то же время с понижением давления СО₂ хемогенная садка СаСОз, а тем более доломитов, в гумидных условиях становится невозможной. Вероятно, к раннему палеозою доломитообразование переместилось в аридные области, причем его напряжен­ность во времени постепенно ослабевала. Если на карбонатной стадии палеозойских солеродных бассейнов доломиты были обязательны и достигали большой мощности, то в кайнозое их очень мало.

Таким образом, в морских бассейнах шло прогрессирующее во времени подавление химического карбонатонакопления биогенным, достигшее максимума сейчас (Страхов, 1963). Одновре­менно в карбонатных породах содержание Mg снижается, а Са -увеличивается. Если на протяжении докембрия - перми отноше­ние Ca/Mg изменялось в пределах 5-10, достигнув максимума (20) в позднем девоне, то в меловое - четвертичное время эта величина резко возросла до 30 - 80.

Показательно изменение во времени состава рифовых по­строек (Кузнецов, 1983). В протерозое они сложены преимуще­ственно доломитом, в меньшей степени кальцитом. Первичный состав палеозойских рифовых сооружений почти исключитель­но кальцитовый, содержание магния несколько повышенное по сравнению с фоновым. В мезозое и кайнозое большинство ри­фов образовано арагонитом с примесью высокомагнезиального кальцита, сооружения типа мшанковых или нубекуляриевых рифов и биогермов, вероятно, первично были кальцитовыми. Для рифов характерно повышенное сравнительно с вмещающи­ми отложениями содержание стронция.

В истории известковых пород отмечаются максимумы и ми­нимумы их накопления, совпадающие с периодами тектониче­ской активности пассивными и активными. Сущность этих сов­падений Н.М. Страхов (1971) видит в том, что при тектониче­ской активизации карбонатные осадки "разбавлялись" усиленно поступавшим в седиментационные бассейны терригенным материалом. Воздействие вулканизма на развитие карбонатонакопления наверняка было, но количественная оценка данного фактора связана с большими трудностями.

Сопоставляя объемы карбонатных и вулканогенных пород и площади внутриматериковых морей, А.Б. Ронов (1976, 1983) пришел к таким выводам. В течение фанерозоя существовала прямая зависимость между объемами эффузивов и отложивших­ся карбонатных пород. Согласованность этих величин есть сви­детельство того, что поступающая в атмосферу и океан вулка­ногенная углекислота геологически одновременно извлекалась в виде карбонатных осадков. При ограниченном подвижном ре­зерве углекислоты в равновесной системе атмосфера - океан -биосфера карбонатонакопление и жизнь геологически мгновенно исчерпали бы свои ресурсы без участия механизма выноса и связывания глубинного СО₂. Мощное карбонатонакопление и максимальные количества остаточного ОВ в осадочных толщах связаны с эпохами напряженного вулканизма и выноса огромных масс СО₂, которые приурочены к середине тектонических циклов (О, D3-C1, К). Многократное уменьшение массы карбо­натных осадков и захороненного ОВ соответствует эпохам рез­кого ослабления вулканической деятельности и выноса СО₂, т. е. начальным и заключительным стадиям циклов (6, S-D, P2-T2, Pi-N2). Нам кажется, что при анализе изложенного необходимо учитывать критические замечания Н.М. Страхова (1971) о подсчете масс пород, возникших в послерифейском литогенезе на континентальном и океаническом блоках, которые не могут быть оценены сколько-нибудь достоверно.