lito_kuznecov

Рис. 7.16. Геопетальная структура («геологический уровень»).

Некоторые трубочки антракопорелл полностью заполнены тонкозернистым. материалом, некоторые выполнены яснокристаллическим кальцитом (спаритом). В отдельных трубочках (на фото справа) образуются геопетальные структуры — нижняя половина трубочки заполнена микрозернистым материалом, образующим плоскую горизонтальную поверхность, верхняя — более поздним и более крупнокристаллическим кальцитом. Без анализатора. Приуралье. Ассель

на обломочных зернах кварца и различных алюмосиликатных минералов образуются обычно в катагенезе.

Все описанные процессы — образование крустификационных и регенерационных каемок, выполнение различных пустот — это одно из проявлений процессов постседиментационной кальцитизации.

Наряду с кальцитизацией, которая ведет к литификации, появлению твердой породы, происходит и уплотнение осадка, что иногда проявляется в деформации форменных элементов, например, сдавливании и раздавливании еще не полностью литифицированных оолитов (рис. 7.17), в развитии стилолитов (см. гл. 1).

Важным и весьма распространенным вторичным процессом является перекристаллизация. В самом общем и упрощенном виде этот многообразный и сложный процесс можно

370

Ряс. 7.17. Известняк оолитовый (оолитовый пакстоун, оомикрит).

Наряду с первично округлыми имеются удлиненные и раздавленные оолиты. Светлое в ядре — кристаллический кальцит. Цемент порового типа, обычно микрозернистый, местами перекристаллизованный. С анализатором. Западный Узбекистан. Келловей—оксфорд

представить в виде образования более крупных кристаллов по сравнению с исходными. Частично этот процесс укрупнения происходит за счет растворения первичного карбонатного материала и новообразования кристаллов, частично в ходе роста более крупных кристаллов за счет окружающих более мелких.

Перекристаллизация происходит как в основной массе пелитоморфных и микрозернистых известняков, так и в цементах аналогичной структуры. Она также захватывает и некоторые форменные элементы — оолиты, сгустки и т.д. Перекристаллизация может быть частичной — гнездами, послойной, вдоль трещин и стилолитов и т.д., и сплошной, когда образуются кристаллические известняки и доломиты. В последнем случае первичные структуры либо полностью уничтожаются, стираются, либо сохраняются в виде теней, реликтов (рис. 7.18).

Под действием пластовых вод происходит выщелачивание, т.е. растворение и вынос вещества. Таким образом, в частно-

371

Рис. 7.18. Тени (реликты) оолита в перекристаллизованном известняке. Без анализатора. Оренбургская область. Турне

1974)

сти, образуются каверны, которые имеют определенные морфологические отличия от пор — межзерновых и межкристаллических (рис. 7.19).

Во-первых, поры имеют размер сопоставимый или более мелкий, чем размер окружающих их кристаллов и форменных элементов, в то время как каверны обычно крупнее. Вовторых, морфология пор определяется морфологией форменных элементов и кристаллов, а форма каверн независима от них. Наконец, границы пор определяются границами кристаллов и форменных элементов, а каверны ограничены поверхностями растворения форменных элементов, цемента, кристаллов.

Специфической текстурой, возникающей при выщелачивании, являются стилолиты или, точнее, стилолитовые швы (подробнее см. гл. 1, раздел 1.3.1).

Одним из важнейших вторичных процессов в карбонатных породах является процесс доломитизации, когда в результате воздействия магнийсодержащих вод на известняки кальцит последних превращается в доломит, вплоть до полно-

Рис. 7.19. Каверны выщелачивания (белое) в водорослевом цианобактериальном известняке.

Выщелачивание сопровождается перекристаллизацией (светло-серые участки). Скопления цианей — темно-серые. Без анализатора. Восточная Сибирь

го замещения известняков доломитами. Упрощенно химизм этого процесса описывается реакцией Гайдингера

2СаС03 + MgSO4 -> CaMg(CO3)2 + CaSO4 или реакцией Мариньяка

2СаСОэ + MgCl2 CaMg(CO3)2 + CaCl2.

Кроме основного продукта — доломита, в первом случае появляются сульфаты кальция в виде гипса или ангидрида, которые либо образуют парагенез с новообразованным доломитом, либо, благодаря их относительно большей, чем у доломита, растворимости, выносятся хотя бы частично. Во втором случае одним из продуктов реакции является легко растворимый хлорид кальция, который выносится из сферы реакции.

1974)

1974)

Рис. 7.20. Шламово-сгустковый известняк, частично доломитизированный. Ромбовидные кристаллы доломита либо поодиночке, либо небольшими гнездами располагаются на фоне темной шламово-сгустковой основной массы. Без анализатора. Оренбургская область. Турне

В настоящее время установлено, что примерно по этим схемам в определенных условиях происходит раннедиагенетическая доломитизация известковых осадков, известны аналогичные процессы доломитизации и в катагенезе. Для того чтобы эти процессы в катагенезе шли достаточно эффективно, необходима постоянная подача магния и столь же постоянный вынос растворимых продуктов реакции, другими словами, система должна быть открытой (в замкнутой системе без активного водообмена эти реакции если и начнутся, то быстро закончатся без видимого количественного результата). Подобные условия реализуются в хорошо п р о н и ц а е м ы х породах, где возможен активный водообмен. Поэтому пелитоморфные и микрозернистые известняки в катагенезе практически не доломитизируются, в то время как биоморфные и органогенно-обломочные известняки иногда доломитизируются весьма интенсивно.

Степень доломитизации первичных известняков При слабой доломитизации редкие ромбовидные

различна. кристаллы

Рис. 7.21. Крупные каверны во вторичном тонкокристаллическом доломите. Видно развитие идиоморфных и гипидиоморфных (эвгедральных, субгедральных) зональных кристаллов в полости каверны. Без анализатора. Оренбургская область. Турне

доломита разбросаны в породе либо концентрируются вдоль микротрещинок, стилолитов, располагаются послойно (рис. 7.20). При значительной и сплошной доломитизации образуются крупнокристаллические сахаровидные доломиты, характеризующиеся плотной упаковкой кристаллов и одновременно наличием каверн. Сами кристаллы в шлифе мутные за счет включения реликтов тончайшего первичного кальцитового и глинистого вещества, часто зональные, где более мутные зоны чередуются с более чистыми (рис. 7.21). Наиболее чистые и правильные кристаллы располагаются по стенкам каверн. На фоне кристаллической основной массы иногда просвечивают реликты первичных структур — оолитов, пеллет, органических остатков и др.

В результате подобной доломитизации появляется еще одно важное свойство. Еще в 1837 г. Эли де Бомон показал, что при переходе кальцита в доломит объем твердой фазы сокращается на 12,5 %. Дело в том, что два моля кальцита занимают объем 73,8 см3, а образующийся один моль доломита — 64,8 см3. Если процесс доломитизации происходит в диагенезе, то сокращение объема твердой фазы компенсируется либо уплотнением полужидкого осадка, либо путем заполнения

1974)

пустот диагенетическим карбонатом из иловых вод. Если же этот процесс происходит в катагенезе, то общий объем, занимаемый комплексом отложений (пластом, пачкой пластов, рифовым массивом и т.д.), сохраняется, а объем собственно твердой части породы уменьшается. Это и ведет к увеличению пустотного пространства и появлению каверн. Надо обметить, что процесс доломитизации проходит сложнее, чем это описывается указанными выше схемами — реакция осуществляется не между твердой фазой (кальцит) и магнийса)- держащими растворами. Вначале кальцит переводится в растворимую бикарбонатную форму, затем происходит реакции между растворами, в результате чего осаждается доломит. Такой многоступенчатый ход реакций имеет ряд важных следствий. Во-первых, не весь находящийся в растворе бикарбонат вступает в реакцию, частично, как при любом выщелачивании, он выносится, т.е. итоговая пористость может увеличиваться более чем на указанные выше 12,5 %. Bojвторых, при обратном выпадении доломита происходит перераспределение вещества — образуется плотная низкопориср тая матрица и одновременно значительные по суммарному объему и величине каверны. |

Одним из побочных продуктов доломитизации являете^ гипс (ангидрит), т.е. происходит вторичная сульфатизацид карбонатных пород. Вообще сульфаты нередки в карбонатных породах, и важно отличить первичное их образование ο·ρ вторичного. Если отмечается тонкое переслаивание микро|- зернистых и пелитоморфных доломитов и сульфатов ил^ сульфаты располагаются между слойками строматолитовьс^ доломитов, то это, скорее всего, первичное образование Bof- доема повышенной солености. Если же сульфаты ассоциируют с вторичными доломитами, выполняют поры известняков|, в том числе содержащих остатки стеногалинной фауны, то эти образования явно вторичные. |

Нередко в карбонатных отложениях отмечаются процессь|[ окремнения. Это линзочки, конкреции, жеоды, замещение органических остатков, реже хорошо образованные изолиро|- ванные кристаллы кварца. Источник кремнезема двоякий. ^ одних случаях SiO2 попадает в осадок в виде опаловых скеле|- тов различных организмов — радиолярий, губок и др., а за|· тем перераспределяется в той же породе с образованием те^; или иных морфологический форм. Это диагенетическое и катагенетическое окремнение. В других случаях он вносится в породу пластовыми и поверхностными водами, и тогда этр катагенетическое окремнение в чистом виде.

1974)

7.6. НЕКОТОРЫЕ АСПЕКТЫ ЭВОЛЮЦИИ КАРБОНАТОНАКОПЛЕНИЯ В ИСТОРИИ ЗЕМЛИ

Карбонатные отложения были, по-видимому, первым или одним из первых объектов, на котором выявлена эволюция осадочного породообразования в истории Земли. Еще в начале XX в. Р. Дэли установил, что от палеозоя к мезозою и кайнозою происходит резкое сокращение количества доломитов и смена их известняками. Вообще проблема эволюции карбонатонакопления чрезвычайно многообразна — это эволюция палеогеографических обстановок карбонатообразования, его масштабов, способов, механизмов накопления карбонатного материала, его состава и т.д. (Кузнецов, 2003).

Современные данные о распределении карбонатных отложений разного типа позволяют утверждать, что относительное значение указанных выше четырех палеогеографических областей карбонатонакопления с точки зрения объемов отлагающихся в их пределах карбонатных осадков менялось в геологической истории Земли (рис. 7.22).

В протерозое и палеозое карбонатонакопление связано с обширными, обычно крайне мелководными, «шельфовыми» морями, покрывавшими устойчивые блоки континентального сектора стратисферы — древние платформы. Таковы, например, рифей-венд-кембрийские моря Сибирской и Китайской платформ, Ирана, позднепалеозойские бассейны, покрывавшие Восточно-Европейскую платформу, палеозойские моря Северо-Американской платформы и др.

Размеры таких морей нередко были весьма велики. Так, позднедевонско-раннекаменноугольный бассейн ВосточноЕвропейской платформы протягивался не менее чем на 1800—1900 км с запада на восток и не менее чем на 3000 км с севера на юг. Позднеордовикский бассейн Северной Америки с карбонатной седиментацией простирался от современных арктических островов Канады до северной Мексики, т.е. не менее чем на 8 — 9 тыс. км при ширине 2 — 2,5 тыс. км.

Другим палеографическим типом области карбонатонакопления в это время были обширные отмели среди глубоководных древних океанических бассейнов. Здесь также формировались бентоногенные карбонатные и терригенно-карбо- натные формации.

Размеры таких отмелей — изолированных карбонатных платформ — различны. Так, Астраханская платформа верхнего девона (башкирского яруса) Прикаспийского микроокеана имеет размеры 150 на 175 км при суммарной мощности кар-

1974)

Рис. 7.22. Принципиальная схема эволюции относительной роли различных палеогеографических зон карбонатонакопления: | J — цефалоподовые, тентакулитовые и стилиолиновые известняки; 2 — фа*

ции аммонитико россо, майолика, гальштадские и др.; 3 — формации писчего мела; За — бентоногенные известняки и писчий мел; 4 — кокколитовот

птероподово-фораминиферовые отложения

бонатной толщи около 2000 м. Площади палеозойских карбонатных платформ, погребенных под мезозойско-кайно- зойским платформенным чехлом Западно-Сибирской плиты, — Нюрольской и Ханты-Мансийской — составляют соответственно около 10 тыс. км2 (при вскрытой мощности карбонатных пород около 3600 м) и порядка 20 тыс. км2. Нижне-среднедевонская платформа Салаира имела размеры

примерно 350 на 500 км	при суммарной мощности около
4 км, а фамен-турнейская	Казахстанская — 450 на 900 км и
мощность не менее 2500 м.

Третьей областью бентогенного карбонатонакопления были рифы. Последние развивались как в пределах эпиконтинентальных наплатформенных морей, так и на пассивных окраинах континентов, часто обрамляя платформенные карбонатные отложения. Многочисленны также внутриокеанические рифы и рифы, обрамляющие микроконтиненты и жесткие блоки среди океанов.

В палеозое отмечено несколько эпох интенсификации рифообразования: ранний — средний кембрий, поздний ордо- вик—франский век, визейский — начало башкирского века, конец позднего карбона —пермь.

Собственно пелагическое нектоно-планктоногенное осаждение карбонатного материала в докембрии и палеозое было, видимо, достаточно ограничено. Вероятно наиболее древним примером отложений подобного рода являются верхнесилурийские ортоцеровые известняки Карнийских Альп, но наибольшее развитие они получили в девоне — самом начале карбона. Пелагические известняки этого возраста известны в Европе, Северной Африке, Казахстане, Северном Памире и других регионах.

Как правило, это микрозернистые известняки, иногда глинистые, с тем или иным количеством тонкого орга-

ногенного детрита, с тонкослоистой	или чаще флазер-
ной, комковатой текстурой, наличием	хардграундов, не-

редко железо-марганцевыми нодулями. Среди остатков фауны отчетливо преобладают плавающие формы — цефалоподы, конодонты, стилиолины, тентакулиты, среди бентоса присутствуют тонкостенные двустворки. Для этих отложений характерна относительно, а часто и абсолютно малая мощность. Так, в Гарце (Германия) имеются разрезы, где карбонатные отложения всего верхнего девона имеют

мощность около 1 м. В связи с этим скорость		карбонатного
осадконакопления	в большинстве случаев оценивается в 2 —
3 мм/1000 лет,	что вполне сопоставимо со	скоростями

1974)