lito_kuznecov

чить все яснокристаллические разности, которые ранее нередко рассматривались как хемогенные, а на самом деле образуются в результате вторичной перекристаллизации самых разных по происхождению пород или метасоматической доломитизации 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 поляризационного микроскопа, а более сложной аппаратуры показало, что многие пелитоморфные карбонатные породы на самом 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 сканирующего микроскопа выявлено обилие обломков кокколитофорид, т.е., по сути дела, это уплотненный мел (см. также гл. 1). Аналогична ситуация с тонкодисперсными современными осадками Черного моря, которые оказались в значительной 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 микритовые и пелоидные известняки являются продуктом жизнедеятельности цианобактерий. Наконец, как уже было показано, многие пелитоморфные и микрозернистые илы на самом деле образуются биохимическим путем, когда массовое цветение фитопланктона меняет рН среды водоема.

Столь же неоднозначна интерпретация оолитов как чисто хемогенных образований. Во-первых, между онколитами, образованными синезелеными водорослями, и «истинными» оолитами существует масса переходов, и четкая граница между биохемогенными (псевдобиогенными) онколитами и «истинными хемогенными оолитами» отсутствует, что само по себе вызывает сомнение в чистой хемогенности последних. Специалисты-микропалеонтологии многие из них опре-

вторых, изучение оолитов Большой Багамской банки, Пер- сидского залива и других областей современного карбонато- образования показало, что формирование к о н ц е н т р и ч е с к о й структуры оолитов обусловлено переслаиванием тангенци- ально расположенных игольчатых кристаллов арагонита и

360

органического вещества — слизи водорослей. Остатки нитчатых цианей обнаружены ныне даже в докембрийских оолитах. Наконец, концентрации стронция в современных оолитах выше тех, которые, согласно термодинамическим расчетам, могли бы при существующих температурах и давлениях содержаться в аргоните (в виде изоструктурной примеси стронцианита к аргониту). Избыточное на 14—15 % количество стронция объясняется жизнедеятельностью бактерий и водорослей.

Говоря о химической садке карбонатов, полезно напомнить данные по химии морской воды. Установлено, что в тропических районах произведение растворимости кальцита в поверхностных водах превышено в 7 —8 раз. Экспериментально показано, что для спонтанного чисто химического выделения карбоната кальция из морской воды необходимо 50кратное пересыщение раствора, что недостижимо в естественных 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 громадные количества воды и задерживающих при этом высокодисперсные частицы карбоната кальция, которые слипаются в комочки, сгустки и в таком виде осаждаются. Во-вторых, путем нарастания на существующих более крупных кристаллахзародышах — детрите раковин, возникающей на литорали мути и т.д. Нетрудно видеть, что оба эти механизма химическим путем увеличивают массу карбонатного осадка, но опять-таки не без заметного участия, хотя и косвенного, организмов.

Таким образом, масштабы чисто химической садки карбонатов, особенно карбонатов кальция, оказываются резко ограничены, и само такое осаждение зависит не столько от солености и концентрации растворенных карбонатов, сколько от величины рН, определяемой главным образом жизнедеятельностью водорослей и бактерий. Вместе с тем полностью исключить такой способ осаждения было бы неверным, приходится 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 известковые туфы, и озерных до океанических глубин, однако

361

абсолютное большинство — это морские отложения двух видов — мелководные и глубоководные (рис. 7.12).

Один тип мелководных обстановок — это теплые водоемы со среднеокеанической или несколько повышенной соленостью, либо открытые, свободно связанные с Мировым океаном широкие или узкие шельфы эпиконтинентальных морей, 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 карбонатные образования этих зон получили в современной западной литературе названия изолированных карбонатных платформ. В отличие от эпиконтинентальных карбонатных толщ, которые с одной стороны замещаются терригенными прибрежными, а затем континентальными образованиями, а с другой — постепенно или достаточно резко переходят в той или иной степени глубоководные отложения и часто обрамлены рифами, изолированные карбонатные платформы имеют крутые склоны и со всех сторон окружены глубоководными фациями.

Наконец, третий тип мелководных обстановок — это различные 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 растворенную в морской воде углекислоту и тем самым способствуют осаждению карбонатного материала. В этих условиях формируются бентоногенные формации, преимущественно путем биогенного и биохемогенного осаждения.

Специфическим типом бентоногенных мелководных карбонатных образований являются рифы. Рифы — это

Рис. 7.12. Основные палеогеографические области карбонатонакопления: / — шельфы; 2 — изолированные отмели; 3 — рифы; 4 — пелагиаль

362

геологические образования, возникающие в результате жизнедеятельности колонниальных или нарастающих организмов и представляющие собой карбонатный массив, сложенный, по крайней мере частично, остатками организмов и продук- т а ми их разрушения. Поскольку скорость роста рифа превышает скорость накопления окружающих осадков, его мощность больше мощности синхронных отложений и он возвышается над ними. Главными рифостроителями в течение геологической 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 глубоководных отложений, либо образовывали цепь рифов — асимметричные рифовые системы на перегибе от мелкого моря к глубокому, либо, наконец, создавали относительно небольшие постройки среди мелководного моря.

Второй вид морских карбонатных отложений — это глубоководные образования открытых океанических пространств. Этот тип отложений появился в среднем палеозое, в ограниченном количестве известен в триасе и юре, а с позднего мела стал доминирующим. Механизм накопления карбонатного материала здесь практически полностью биогенный — за счет осаждения раковин нектонных организмов (главным образом головоногих моллюсков), а с позднего мела — в основном планктонных: кокколитофорид, птеропод, фораминифер.

Специфика этого типа заключается в том, что сами организмы 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 ограничена. 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 содержание углекислоты. Это ведет к растворению попадающих на эти глубины карбонатных раковинок, т.е. указанная выше реакция карбонатного равновесия благодаря наличию углекислого газа идет уже справа налево. Вначале растворяются раковины и их фрагменты, сложенные арагонитом, затем кальцитом; глубина, на которой начинается интенсивное раство-

363

7.5. НЕКОТОРЫЕ ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Основные породообразующие минералы карбонатных пород — кальцит и доломит — достаточно легко растворяются и вновь кристаллизуются в условиях, существующих на поверхности Земли и в стратисфере, где присутствуют вода, углекислый газ и некоторые другие агрессивные по отношению к ним компоненты и соединения. Это обусловливает частое и интенсивное проявление вторичных процессов и, соответственно, изменений первичного состава, и особенно структуры карбонатных пород.

Среди основных процессов, которые могут быть установлены при изучении шлифов и которые влияют на коллекторские свойства пород и тем самым особенно интересны геоло- гам-нефтяникам, можно назвать кальцитизацию, перекристаллизацию, выщелачивание, доломитизацию и реже проявляющиеся сульфатизацию и окремнение.

Эти изменения частично проявляются уже в диагенезе. Прежде всего неустойчивые модификации — арагонит, высокомагнезиальный кальцит — перекристаллизуются в устойчивый — кальцит (процесс инверсии). При этом иногда образуются и, главное, сохраняются псевдоморфозы кальцита по арагониту, что позволяет при изучении шлифов установить первичный арагонитовый состав отложений. Более достоверно устанавливаются другие диагенетические преобразования. Дело в том, что для многих карбонатных осадков, особенно биоморфных и граноморфных, состоящих из зернистого материала — оолитов, сгустков, обломков раковин и т.д., литификация, окаменение происходит не столько за счет механического уплотнения, сколько за счет цементации. Иловые воды 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», сложенные скелетами каркасных организмов (кораллов, мшанок и др.), еще более уплотняются.

Наряду с цементами, обычными для всех пород, в карбонатных породах установлены специфические виды, выделение которых иногда помогает в расшифровке условий осадкообразования. В зарубежной литературе этому вопросу по-

365

священа целая серия статей и специальных сборников (Longman, 1980; «Carbonate cement», 1985 и др.). Так, в обычных 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 толщины — «изопахитовый цемент». Оставшееся межзерновое пространство либо сохраняется, и тогда породы имеют высокую первичную межзерновую пористость, либо позднее, в том числе в катагенезе, заполняется мозаичным крупноблочным кальцитом (рис. 7.13). Вместе с тем многие карбонатные осадки формируются в крайнем мелководье и часто осушаются; при этом поровые воды, во-первых, часто опресненные и, во-вторых, не полностью заполняют межзерновое пространство (вадозные условия). В этом случае при дефиците воды либо образуется цемент на контактах зерен (менисковый цемент), либо на нижних частях карбонатных зерен

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

Цемент кальцитовый корковый, крустификационный; оставшееся межзерновое пространство заполняется блочным более поздним кальцитом в т о р о й генерации. Без анализатора. Северная Фергана

366

формируются микросталактиты (рис. 7.14, 7.15). В случае если такие опресненные воды заполняют межзерновые поры полностью, формируется мозаичный, более или менее равномернокристаллический цемент, заполняющий все пустотное пространство (рис. 7.14).

Таким образом, очень полезно и важно различить цементы разных генераций — раннедиагенетические и более поздние — и пытаться определить характер цемента разных генераций.

Надо отметить, что образование крустификационных каемок происходит не только между зернами, но и внутри полостей раковин, кораллов, мшанок и т.д. Во внутрираковинных пустотах могут формироваться так называемые геологические 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. Пространство выше его обычно позднее заполняется химически осажденным яснокристаллическим кальцитом. Последующие тектонические процессы, складкообразование могут изменить первичное положение и даже привести к запрокинутому залеганию. В этом случае граница микрозернистого и яснокристаллического кальцита в раковинах позволяет реконструировать первичное положение, определить величину последующих 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 цианобактериальных пленок, покровов. Это пленки, маты изначально создают определенные неровности и пустоты, кроме того, пустотки формируются за счет пузырьков газов, образующихся при разложении органического вещества водорослей.

В основном диагенетическим является и формирование кальцитовых регенерационных каемок, чаще всего вокруг остатков иглокожих. Напомним, что регенерационные каемки

367