НЕОБХОДИМЫЕ УСЛОВИЯ МОРСКОЙ СРЕДЫ: ТЕПЛО, СВЕТ, ДВИЖЕНИЕ ВОДЫ
Преобладающая часть карбонатной седиментации, хотя и не вся полностью, является результатом химических и биохимических процессов в специфической морской среде, для которой характерна прозрачная теплая вода и мелководье. На карте (рис. 1-1) в масштабах планеты. показана четкая связь такого осадконакопления с экваториальным поясом и областями теплых океанических течений. Фейрбридж [64, с. 404] приводит рисунок, на котором видно, что неритовые карбонатные осадки располагаются к северу и югу от экватора ниже широты 30°. Между 40-й параллелью южной и северной широты на дне глубоких океанических бассейнов находится большое количество карбонатного материала, но в более высоких широтах его нет, за исключением Северной Атлантики вдоль Гольфстрима. В теплых прозрачных водах отлагаются наиболее толстые раковины беспозвоночных кальцитового или арагонитового состава, там же произрастает большая часть известковых водорослей, за пределы этой зоны не выходят жизненно зависящие от водорослей кораллы, являющиеся рифостроителями или типичные для биогерм. Правда, в более холодных водах обитает огромное количество беспозвоночных, из панцирей или раковин которых могут образовываться раковинные илистые пески [62, 202], но другие типы карбонатных осадков, такие как оолитовые, комковатые, пелитоморфные, рифогенные известняки и карбонатные илы ограничены в своем распространении тропической и субтропической зоной.
Однако сами по себе тропические воды не являются достаточным условием образования карбонатных осадков. Вода должна быть прозрачной. Крупные карбонатные банки вдоль берегов Мексиканского залива располагаются в районах, наиболее защищенных от главного притока тонких обломочных осадков. Последние простираются далеко на юго-восток от тянущегося в западном направлении вдоль берега выноса глинистых частиц р. Миссисипи и отделены глубоководными участками от глинисто-алевритового материала, поступающего с крупного о-ва Куба. Противоположна ситуация на шельфе Южно-Китайского моря к северу от Индонезии, где обширная плоская подводная возвышенность - экваториальное мелководье несет на себе только изолированные рифовые скопления вдоль северного и восточного краев, поскольку крупные реки с Суматры, Явы и Калимантана на юге и западе выносят тонкую взвесь в море и тем самым препятствуют образованию карбонатных осадков. Фейрбридж [64] указывает, что практически на всех мелководных шельфах в строго ограниченной экваториальной области карбонатообразование подавляется тонким терригенным выносом крупных тропических рек.
Возникает вопрос, при наличии какой морской среды и какие конкретно химические и биологические факторы контролируют образование обильных карбонатных отложений? Сложная химическая проблема отложения минералов СаС03 из морской воды выходит за пределы даннной работы. Читатель может обратиться по этому вопросу к работам [26, 246]. В настоящее время тропические моря можно считать почтр достигшими насыщения СаС03. Поэтому любой процесс, приводящим к удалению С02 из нормальной воды (рН = 8,4), превращает бикарбонатный ион в монокарбонатный и содействует выпадению в осадок СаС03. Как минимум, в этом процессе могут принимать участие следующие факторы: повышение температуры, интенсивное испарение приток перенасыщенной воды в области, где имеются зародыши СаСО; или катализаторы, подъем морской воды из области высоких давлений к низким, смешивание воды, богатой С03 и бедной Са++, с морской водой, органические процессы в жидкостях живого организма, разложение с участием бактерий, дающее аммиак, возрастание рН и увеличение концентрации карбонатов и удаление С02 в процессе фотосинтеза.
Процесс фотосинтеза, обусловленный метаболизмом микропланктонной флоры, в особенности когда он происходит в теплой, постоянно перемешиваемой воде, может иметь первостепенное значение. Если это так - а биохимические исследования все в большей степени показывают, что аминокислоты способны осаждать СаС03 и покрывают почта все частицы в море [247], - из этого следует сделать вывод, что глубина - важный фактор, контролирующий скорость карбонатообразования. Хотя в целом диапазон глубин морских тропических водорослей достигает 100 м и более, кодиевые и синезеленые водоросли особеннс обильны на глубинах менее 10-15 м. В небольшом количестве зеленые водоросли растут на большей глубине, кроме нижних окраин тропических шельфов, где в очень прозрачных водах в больших количествам встречаются Halimeda до глубин 70 м. В целом можно считать, что предел карбонатообразования* обусловленного водорослями, располагается на очень небольших глубинах. Следовательно, любая географическая обстановка, в которой существуют обширные пространства мелководья глубиной 10-15 м, может дать в несколько раз больше СаС03 на единицу площади, чем более глубокие окраинные моря (рис. 1-2).
Не только глубина, но и тонкая взвесь, вызванная взвешенными частицами алеврита и глины, препятствуют образованию СаС03. Это воздействие двоякое: 1) сокращается приток света, необходимого для фотосинтеза, что угнетает рост известковообразующих водорослей, при разрушении корок которых образуется основная часть арагонитового известкового ила. Разумеется, если отложение известкового ила из морской воды обусловлено биохимически, подавление фитопланктона благодаря мутной и слабо освещенной воде окажет существенное отрицательное влияние на карбонатообразование; 2) бентосные беспозвоночные дают в осадок заметное количество частиц карбоната кальция любых размеров, и взвешенные глинистые частицы по'давляют развитие этих животных, нарушая их механизм питания.
Нельзя не отметить, что основные массивы известняков и доломитов представляют собой удивительно чистое карбонатное вещество и содержат всего несколько процентов глинистого или алевритового нерастворимого остатка. Такие «загрязняющие» компоненты, несомненно, отрицательно сказываются на отложении известковистых осадков.
Еще два процесса хотя и не обязательны, но могут иметь важное значение для отложения карбонатных осадков: перемешивание воды и сильное испарение. Первый процесс будет рассмотрен несколько ниже. Роль испарения в повышении концентрации солей морской моды в бассейнах и на приливно-отливных равнинах хорошо доказана. До того как концентрация растворенных в воде солей станет достаточной для садки CaS04, из воды биохимическим путем, или совершенно без участия органического вещества, должен быть полностью удален СаС03. При этом образуются переслаивающиеся, лишенные фауны тонкозернистые гомогенные известняки с прослоями гипса или ангидрита в бассейновых отложениях эвапоритов.
Перечисленные факторы, вызывающие образование морских осадков карбоната кальция, можно рассматривать как систему специфических природных процессов. Все остальные процессы седиментации накладываются на эту систему и видоизменяют продукты в ту или иную сторону. Так, тип организмов, колебания уровня моря, скорость погружения, гидрографические факторы и климат обусловливают «изготовление» в карбонатной «фабрике» всех разновидностей известняков и доломитов, известных в геологической истории (см. рис. XII-1 в заключительной главе).
КАРБОНАТЫ - В ОСНОВНОМ ОРГАНИЧЕСКОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ
Организмы являются материалом для образования обломочных отложений с широким диапазоном размеров частиц и образуют большие массы химически осажденных известняков.
Известковые илы. Седиментологи широко обсуждают их происхождение и способы накопления. Они представляют собой очень распространенный осадок мелководных тропических морей или верхних слоев воды открытого океана. Холодные воды морей умеренной зоны дают только ракушняк и алевритистый биогенный карбонатный детрит; в океанических бассейнах осадки, образованные за счет планктона, состоят в основном из материала алевритовой размерности, образовавшегося в зоне фотосинтеза низких широт.
Тонкий известковистый осадок выпадает на дно, не испытывая заметного уплотнения: В нескольких сантиметрах ниже поверхности неуплотненного осадка он состоит из почти равного количества СаС03 и воды. Карбонатный минерал в современных мелководных известковых илах представляет собой в основном арагонит, но может содержать в заметных количествах (до 50%) высокомагнезиальный кальцит (в целом более 10 моль-процентов Mg в кристаллической решетке) и до 10-15% низкомагнезиального кальцита (в целом менее 5 моль-процентов Mg).
Известковый "ил образуется несколькими способами: при отмирании и разложении организмов бентоса (в основном известковых водорослей), за счет истирания более крупных карбонатных частиц, накопления биогенных частиц из планктона и, возможно, за счет непосредственного осаждения из морской, воды (возможно, под воздействием биохимической стимуляции за счет взрывов жизнедеятельности фитопланктона). Как высоко- так и низкомагнезиальный кальцит, отлагающийся в море, образуется при истирании раковин; что касается арагонита, который местами составляет более половины и даже до 95% известкового ила, его происхождение дискуссионно. Разногласия возникают в особенности по вопросу о том, образуются ли тонкие (4 мк) иголочки арагонита при разрушении кодиевых водорослей или неорганическим путем. Все данные свидетельствуют, однако, об органическом происхождении тонкого известкового ила, если не всего, то большей части.
Зернистые породы. Заметная часть зерен карбонатов песчаной и псефитовой размерности образуется при разрушении раковин и панцирей (биокласты). Например, моллюски, зеленые водоросли, современные кораллы и многие фораминиферы (милиолиды и пенероплиды), красные водоросли и иглокожие являются источником высокомагнезиального кальцита. Небольшое количество низкомагнезиального кальцита поставляется при разрушении брахиопод, мшанок, остракод, фораминифер и, кроме того, в палеозое - трилобитов и кораллов - ругоз. Известковый ил может превращаться в сгустки и агрегаты под воздействием организмов, образуя фекальные таблетки - пеллеты, гроздьевидные скопления - грейпстоуны, которые могут транспортироваться как песчаные зерна с очень малым удельным весом. Организмы оказывают косвенное воздействие на формирование и преобразования зерен песчаной размерности. Биокласты сверлятся и разлагаются грибками, водорослями и губками и превращаются в пелоиды (округлые однородные микритовые зерна песчаной размерности). Крупные карбонатные частицы образуются также при обрушении ходов-норок или распадении водорослевых корок. Таким образом, организмы прямо или косвенно участвуют в создании практически всех главных типов карбонатных частиц. Это справедливо даже для ооидов: покрывающие поверхность синезеленые водоросли играют роль в образовании концентрических слоев, которые, возможно, образуются из осаждающегося арагонита.
Широкое распространение больших масс органогенных карбонатов в геологических разрезах. Помимо образования тонких и грубых карбонатных частиц, многие примитивные прикрепленные организмы, как и водоросли, обладают способностью непосредственно выделять карбонатное вещество в своих тканях или вокруг них, образуя различные типы массивных и жестких скелетов и инкрустации. Кишечнополостные (Hydrozoa и Anthozoa), губки, кораллиновые, красные водоросли, мшанки и моллюски относятся к этой категории. Эта способность создавать жесткий каркас - баундстоун [91] или биолитит [117] -является причиной образования крупных карбонатных построек (органогенные рифы) и пр'едставляет собой уникальную форму карбонатного осадконакопления, совершенно непохожую на любые виды терригенного осадконакопления обломочных толщ.
ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, КОНТРОЛИРУЮЩИЕ НАКОПЛЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ
После того как карбонатный осадок сформировался, он подвергается действию тех же процессов, которые действуют на терригенный обломочный осадок. Они особенно активны в открытом" море или вдоль краев шельфа в краевых (перикратонных) бассейнах. Течения и волнения вымывают тонкий осадок, образуя песчаные и грубообломочные остаточные отложения на открытых мелководных шельфах. Последние образуют диапазон от прибрежных песчаных равнин в областях с высокими (2-3 м) приливами до широких шельфов в районах Кампече или Западной Флориды, находящихся на глубине 50-100 м. Течения и волнения могут нагромождать скопления карбонатного песка и гравия. Ракушечные пляжи, береговые косы и подводные валы, связанные с вдольбереговым потоком наносов, приливные дельты и бары в приливно-отливных ложбинах - вот хорошо известные формы накопления карбонатных осадков механического происхождения. Сходны с ними приливные бары из оолитовых и пелоидных зерен по краям крупных голоценовых морских банок.
Тонкий материал, вымываемый с шельфов, стремится к отложению: 1) за краем шельфа в глубоких водах и 2) в зонах спокойных вод, защищенных барьерами. По оси Персидского залива карбонатные пелитовые илы встречаются за пределами северного края Большой жемчужной банки, в Мексиканском заливе - во впадине Сигсби, непосредственно к северу от банки Кампече. Противоположны этим формам отложения мелководных лагун отделенных слившимися береговыми намывными косами, располагающиеся вдоль северо-восточного побережья Юкатана, для которых характерны известковые илы мощностью до 30 футов и более (9 м), имеют широкие илистые приливные равнины
на подветренной (западной) стороне о-ва Андрос, приливные лагуны вдоль западного побережья Персидского залива, изобилующий илом Флоридский залив. В последнем случае большое количество тонкого материала было принесено из внешних частей шельфа в лагуны и на приливные равнины штормами и приливными течениями и осталось там, хотя в этих областях идет и аккумуляция in situ.
Несмотря на сходство гидрологических процессов карбонатной и терригенной седиментации, в карбонатных осадках наблюдаются некоторые дополнительные виды воздействия воды на материал, имеющий в основном органическое происхождение. Этому воздействию могут быть подвергнуты: окраинные бассейны, соединяющиеся с открытым морем, и внутренние или континентальные моря. Движения воды, вызванные сильными течениями, и разрушительные волны на береговых окраинах оказывают положительное влияние на скорость роста карбонатопроизводящих организмов. Удаление С02 под действием волнения и перемен давления, а также принос питательных веществ свежей морской водой стимулируют рост организмов и вызывают химическую садку СаС03. В таких областях, особенно на участках перерывов шельфа, лучше всего развиваются современные рифы. Даже в периоды тихой погоды или при господстве дующих к берегу ветров восходящие течения вдоль крутых склонов приносят свежие питательные вещества к окраине шельфа. При быстром подъеме уровня моря, вызванном нагонами, из зон роста биогермов выносится большое количество детрита. Благодаря этому сильные течения, несмотря на свою тенденцию к размыву, косвенным путем приводят к образованию больших объемов карбонатных осадков. Постоянное движение воды от умеренной до сильной интенсивности (как на мелководных тропических шельфах) также образует псаммитовые по размерности частицы, такие как ооиды, грейпстоуны и отвердевшие благодаря подводной аккреции (слипанию) и цементации фекальные зерна - пеллеты. Эти процессы, частью органические, частью физико-химические, не только образуют затвердевшие частицы песчаной размерности, но и приводят к закреплению осадка благодаря широко распространенной цементации.
В области спокойных вод, за рифовым или песчаным барьером либо на мелководье широких плоских шельфов, сочетание ограниченной циркуляции вод и климатических факторов действует на тип карбонатной седиментации различным способом. Эти условия исчерпывающе описаны Ирвином [165] и Шоу [326], а их приложения к геологическим разрезам рассмотрены Рёлем [304] и Люсия [223]. Застойный режим циркуляции приводит к ограничению жизненного пространства для большей части морских организмов, к более изменчивым и высоким значениям солености, если совпадает с засушливым климатом. Образование агрегатов в карбонатном илу приводит к появлению песчаного и алевритового материала в илистых осадках лагун; дополнительно материал псаммитовой размерности дают моллюски, некоторые водоросли, фораминиферы и остракоды. Зона осушки хорошо диагностируется характерными текстурами известкового ила, возникающими при чередовании затопления (прилива) и высыхания (отлива). В засушливом климате обычно образуются сульфат кальция и доломит; в "тропических влажных областях линзы пресной воды создают родники и болота, солоноватоводная растительность которых может обуславливать осаждение низкомагнезиального кальцита не морского происхождения.
АВТОХТОННОЕ ПРОИСХОЖДЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ЧАСТИЦ, ИХ КЛАССИФИКАЦИЯ И ИСТОЛКОВАНИЕ СТРУКТУР
Поскольку большая часть карбонатных осадков имеет органическое происхождение, они в основном являются местными, т. е. существенно автохтонными, образовавшимися внутри бассейна, а не .принесены извне реками или потоками. Хотя и существуют терригенные карбонатные пески или алевриты, они исключительно редки из-за большой растворимости СаСОз в пресной воде, в особенности если она содержит растворенный С02. Большая часть грубых карбонатных зерен не перемещается на большие расстояния, кроме случаев сползания по крутым склонам окраины шельфа или транспортировки вдольбереговым течением параллельно берегу. Основная их часть, видимо, накапливается в виде обломков недалеко от места обитания или остается там, где карбонатообразующий организм отмирает и разлагается, а потом лишь незначительно перемещается по горизонтали. Это доказали биологические исследования Гинзбурга [127], проводимые в пределах флоридной рифовой цепи, и Мак-Ки и сотрудников [239] на атолле Капингамаранги в Тихом океане. В обоих случаях биогенные частицы, несмотря на интенсивные биотурбации, довольно точно отражают облик современного сообщества организмов, обитающих там до настоящего времени, и, следовательно, условия их накопления в море - соленость, циркуляцию воды, температуру, глубину, субстрат и др. Даже ооиды, образующиеся в приливных барах, отлагаются примерно на месте своего формирования. Тот же самый приток и отток воды, который приводит к аккреции частиц, формирует из приливных баров пояса или более или менее веерообразные конусы. Эти образования создаются и сохраняются в отдельных зонах на шельфе, особенно если движение воды усиливается из-за вертикального или горизонтального препятствия, ограничивающего поток. Некоторые тонкие частицы, включающие известковый ил, вероятно, транспортируются на многие мили штормовыми течениями и могут накапливаться в особо защищенных участках данного бассейна, в глубоководной или очень мелководной части его, но могут. образовываться и накапливаться на месте в обширных лагунах или на мелководных шельфах.
Естественно, что автохтонность происхождения большей части карбонатных осадков представляет большой интерес с точки зрения восстановления обстановки осадконакопления, что повышает заинтересованность геологов в определении типов обломков, в особенности в шлифах. Петрография карбонатных пород как целая дисциплина, зародившись со времени Генри Сорби [345], с середины 1950-х гг. развивается в самом ускоренном темпе. Батерст [26] считает, что осадки на морском дне представляют собой лишь незначительный остаток бесконечного разнообразия организмов и экологических систем, давших им начало. Расшифровка следов, скрытых в этом остатке детрита и канальцах - ходах, для восстановления условий осадкообразования представляет собой увлекательную, хотя и трудную и кропотливую работу. Превосходные описания и иллюстрации карбонатных фрагментов как ключей к экологической расшифровке имеются в работах Маевски [226] и Горовица и Поттера [159].
Тот факт, что карбонатные частицы образуются на месте и могут иметь самые разнообразные размеры и форму, требует совершенно иной классификации и интерпретации, чем при образовании обломочных осадков. Большое количество исключительно тонкого материала образуется in situ в виде арагонитовых иголочек в 2-4 мк, созданных водорослями или выпавшими химически, и как микропланктон (кокколиты), а также как мельчайшие обломочные карбонатные зерна. Но одновременно идет разрушение известковых скелетов и раковин путем физической абразии, органического износа или коррозии при поедании либо просто разложение скелета - все это дает многочисленные алевритовые, песчаные и гравистные частицы с широким спектром форм. Кроме того, эти частицы различаются минералогически, внутренним строением, и это может определять их окончательный облик и размер в гораздо большей степени, чем агенты разрушения. Исходя из строения образующихся частиц, можно выделить несколько типов скелетов или панцирей и их дальнейшее истирание. Эта классификация частично перекрывается приведенной Горовицем и Поттером [159, табл, 7, с. 36], рассматривающей конечный облик частиц для целей диагностики, но отличается от нее по охвату материала. Приводится классификация Р. Н. Гинзбурга (Университет Майами), включающая шесть типов скелетов, различающихся по их способности сопротивляться разрушению.
Во всей этой книге принят удобный термин «биокласт», относящийся к обломочной частице, образовавшейся при разрушении любой разновидности карбонатной раковины, панциря или скелета, независимо от того, имело ли разрушение механический или биологический характер. Некоторые авторы считают возможным относить этот термин только к продуктам биологического разрушения (такое определение впервые предложено Грэбо [132]). При исследовании карбонатных осадков голоцена установлено, что большое число случаев разрушения твердых частей организмов действительно связано с действием различных живых существ; однако применение этого термина только для обозначения подобного процесса вносит элемент субъективизма. Термин биогенный или органогенный имеет широкое применение и относится к биологическим по происхождению частицам вообще, а не только к обломкам, включая фекальные агрегаты - пеллеты, пелоиды, образованные в результате бактериального разложения биокластов, и гроздье-видные агрегаты - грейпстоуны, склеившиеся (агглютинированные) под воздействием организмов.
В отличие от биокластов, ооиды и пелоиды образуются в пределах определенного диапазона размеров, который, по-видимому, отражает переносящую способность волн и течений в очень мелководной обстановке (1-10 м). Преобладающая часть образований имеет размеры от 0,5 до 1,5 мм в диаметре.
Подведем итог. Карбонатные частицы вследствие местного происхождения имеют разнообразные форму и размеры, обусловленные их способом образования. Поэтому их генетическая интерпретация может и должна отличаться от понимания сходных особенностей терригенных осадков. Например, в смеси из 65% карбонатного ила и 35% обломков псаммитовой и псефитовой размерности, представленных фрагментами криноидей и мшанок, является ли ил результатом привнесения его к месту произрастания криноидей и мшанок? Или же такое количество ила присутствует потому, что здесь обитали многочисленные водоросли или другие организмы, поставлявшие тонкий материал и соперничавшие с организмами, продуцировавшие крупные частицы? Такой вопрос не возникает при изучении терригенных обломочных пород, но его всегда необходимо помнить при исследовании карбонатов.
Признание того, что микрокристаллический кальцит (микрит) в известняках представляет собой первоначальный известковый ил и что карбонатные породы нужно изучать в шлифах аналогично терригенным породам в структурном отношении, является заслугой Фолка [117]. Он предложил классификацию и иерархию терминов для известняков, которая и сейчас широко применяется. Многочисленные превосходные очерки по классификации карбонатных пород с методологическими основами структурных группировок можно найти в работе [142], вышедшей под редакцией Хэма. Одна из лучших - краткая, но значительная статья Данхэма, здесь же - расширенная и пересмотренная классификация Фолка. В последней приводится спектр структур, исключительно ценный для выводов генетического характера. Обе классификации приведены на рис. 1-3-6 и встречаются во многих обзорных работах по карбонатному осадконакоплению. Автор данной работы в общем пользуется терминами Данхэма, чтобы избежать чрезмерной жесткости, связанной с применением названий типов частиц Фолка с их префиксами, а также потому, что концепция Данхэма об упаковке осадка важна и заслуживает обозначения собственным именем.
Для установления категорий структур карбонатных осадков необходимо учитывать следующие факторы (использованные в этих классификациях).
1. Присутствие или отсутствие основной тонкозернистой карбонатной массы, интерпретируемой какизвестковый ил - заполнитель. Литифицированный эквивалент этой массы -тонкое мозаичное образование, именуемое Фолком микрокристаллическим кальцитом (микритом, micrite) (частицы 4-15 мк). Обычно в осадке, где есть любое количество известкового ила, отношение зерна: микрит или процент микрита настолько изменчивы, что их определение почти лишено смысла. В соседних участках одного и того же пласта и даже в том же шлифе количество зерен может меняться от 10 до 50% и более. Таким образом, более существенно, присутствует ли какое-либо количество илистой массы, чем то, сколько ее. Существенно замечание Данхэма [91]: сосредоточить внимание на течениях, уносящих, а не приносящих материал.
«Различие между осадком, отложившимся в спокойной воде, и образовавшимся в воде подвижной, является фундаментальным. Данные, относящиеся к решению этой проблемы, необходимо включать в название класса. Этого можно добиться несколькими методами. Первый состоит в том, чтобы сосредоточить внимание на среднем или преобладающем размере, исходя из ошибочного представления о том что все размеры обусловлены гидродинамически. При втором методе исследователь сосредотачивается на размерах, количестве и условиях грубого материала, принесенного к месту отложения. Такой подход к тому, что может помочь восстановить течения давно использовался для изучения материала, принесенного с суши; однако для карбонатных осадков этот метод не приемлем, поскольку многие грубые частицы образовались на месте. Третий метод применяется в том случае, когда необходимо сосредоточить внимание на тонком материале, который мог остаться на месте отложения. Такое внимание к тому, что можно назвать течениями выноса, или вымывающими течениями, следует рекомендовать, если мы хотим охарактеризовать карбонатные осадки в порядке последовательности их образования в гидравлической обстановке. Поскольку спокойные воды характеризуются илистым осадком, способным осесть на дно и сохраниться там, представляется, что породы с основной илистой массой следует противопоставить породам, в которых она отсутствует, независимо от количества и размеров грубого материала» [91].
2. Возможность существования каркаса из зерен, определяемая степенью упаковки частиц. Состоит ли осадок из плотно сгруженных зерен, опирающихся друг на друга, или же зерна не соприкасаются, «плавают» в основной массе, первоначально представляющей собой известковый ил? Изменчивость отношения зерен к микриту в мелководных карбонатных осадках, наряду с исключительном разнообразием формы частиц, делают концепцию Данхэма с применением понятий скелетной структуры и упаковки (или укладки) не менее полезной и почти столь же точной, как и отношения микрита и зерен, применяемые в других классификациях. Естественно, что образование скелета из зерен зависит не только от их количества, но и от формы зерен. Сферические частицы образуют жесткую постройку, не нуждающуюся в цементе, когда зерна составляют 60% от общего заполненного объема. Твердые разветвленные стебли и выгнутые раковины образуют такую постройку, заполнив всего 30% общего объема [91, табл. II]. Представление о такой укладке может оказаться очень полезным, поскольку каркас из зерен (гранулярная ткань) может обусловить важные диагенетические преобразования, например, из-за отсутствия в межгранулярном пространстве известкового ила и поэтому более интенсивного проникновения межзерновых растворов, более раннего растворения зерен и образования более крупных вторичных кристаллов. Спектр структур карбонатных пород, предложенный Фолком (рис. 1-4), не менее удачно отражает концепцию упаковки, чем классификацию Данхэма (рис. 1-5).
Первично-осадочная структура распознаваема |
Первичная структура распознаваема |
||||
Первичные компоненты не были скреплены во время отложения |
Первичные компоненты были скреплены во время отложения (это доказывается срастанием скелетных остатков, слойчатостью, не подчиняющейся силе тяжести; присутствием полостей, выстланных осадком и перекрытых органическими или предположительно органическими остатками, по величине превышающие межгранулярные поры) |
Кристаллический карбонат (разделяется в соответствии с классификацией метаморфизованных пород и структур) |
|||
Порода содержит ил (частицы пелитовой и мелкоалевритовой размерности) |
Порода не содержит ила и состоит из опирающихся друг на друга зерен
|
||||
Опорой породы является ил |
Зерна опираются друг на друга
|
||||
Зерен менее 10% |
Зерен более 10% |
||||
Мадстоун | Вакстоун | Пакстоун | Грейнстоун | Баундстоун |
Рис. 1-5. Классификация карбонатных пород по первично-осадочным структурам По .Данхэму [91, табл. 1]. С разрешения Американской ассоциации геологов-нефтяников
3. Тип зерен. Помимо чисто структурных признаков, все современные классификации включают примерно одни и те же основные типы зерен, которые приведены ниже.
Интракласты или литокласты - крупные частицы, образовавшиеся при растрескивании в результате высыхания или при разрыхлении ходами животных свежеотложенного карбонатного осадка. Литокласты могут также возникнуть из более древних литифицированных пород и в этом случае получить особое название.
Ооиды, - сферические частицы с многочисленными оболочками- в данной работе те из них, в которых слойки ровные и образуют относительно толстую корку, называются «совершенными ооидами». Оолито-подобные частицы (поверхностные ооиды), в которых имеется всего одна - две оболочки, сохраняющие форму первоначального зерна распространены наиболее широко. Совершенные ооиды являются результатом приливно-отливного режима.
Биокласты - обломки панцирей, раковин или скелетов.
Пелоиды, или пеллетоиды - фекальные зерна (таблетки, пилюли шарики) и округлые комки другого происхождения.
Агрегированные комки, или грейпстоуны (grapestones)- слипшиеся комки пелоидов или ооидов в виде гроздьевидных скоплений; также могут иметь оболочки.
Онкоиды - зерна, имеющие оболочки, образованные водорослями ооычно более 2 мм в диаметре. Оболочки обычно неправильные и пи морщинистые.
Определения этих основных типов зерен даны Пауэрсом, Фолком Лейтоном и Пендекстером [142] и применяются большинством исследователей, описывающих структуры карбонатных пород. Их определения с хорошими иллюстрациями приводятся также Горовицем и Поттером [159, с. 7-8] и Миллименом [246]. Однако предложенное Данхэмом понятие скелета нельзя применять без четкого представления о типе зерен и зрительного образа их формы.
При определении названий структурных типов карбонатных пород применение названий типа частиц несколько различно у разных авторов. Данхэм, Лейтон, Пендекстер ставят перед определением структурного типа название типа зерен: пеллетовый известковый вакстоун [91] или пеллетовый микритовый известняк [213]. Фолк предпочитает составные сокращения, или акронимы: пелмикрит, ооспарит.
4. Размеры зерен, округленность, оболочки. Со времен Амедеуса Грэбо петрографы унаследовали несколько неуклюжие, но полезные слова (термины), поясняющие известняки с различным раз мером зерен: кальцилютит, кальцисилтит (калькоалеврит), калькаренит и кальцирудит. Поскольку большинство известняков представляют собой смеси всех четырех этих разновидностей, и поскольку названия сами по себе не указывают, присутствует ли в грубозернистых разностях основная масса, эти термины в современной классификации структур стали менее применимы. Исключением является тот случай, когда хорошая сортировка, окатанность зерен и развитие по ним оболочек, поровый цемент между зернами и текстурные признаки указывают на происхождение породы как хорошо промытого карбонатного песка. При этом размер зерен является существенным признаком как для кварцевого песчаника, хотя даже в чистом известковом песчанике обычна смесь песчаных и более грубых зерен. Недавно Эмбри и Кловэн [102] (рис. 1-6) дополнили классификацию Данхэма, приняв за один из признаков размер зерен, основываясь на исследованиях очень грубозернистых рифогенных осадков. Скелетная структура из псефитовых обломков с небольшим количеством основной массы или вообще без нее получила название «рудстоун». Известковые гальки, «плавающие» в основной тонкозернистой массе - заполнителе (размер зерен псаммитовый или пелитовый), представляют собой флаутстоун. Основная масса флаутстоуна может описываться отдельно с применением терминологии, разработанной Данхэмом. Широко известная и применяемая классификация Фолка [117, 118] также учитывает размер зерна при выделении классов и для их наименования. Биомикрит у Фолка и биокластический известковый вакстоун у Данхэма в случае появления более грубого зерна (например, раковины устриц, погруженные в основную массу пелитовой размерности) именуются биомикрудитом или биокластовым флаутстоуном.
Для установления типов зерен необходимым признаком является их форма. Изначально округлые зерна из раковин гастропод или стеблей лилий не заслуживают того внимания, которое следует уделить первично угловатым обломкам раковин моллюсков, ставшими округлыми и часто покрытыми оболочкой в подвижной воде.
5. Карбонатные образования первичного биогенного происхождения. Эти образования выделяются во всех классификациях. Термин Фолка биолитит (biolithite) в основном эквивалентен термину Данхэма баундстоун (boundstone). Последний предлагает три диагностических признака первичного скрепления: ясная органогенная конструкция скелета породы, строматолитовая слойчатость, не подчиняющаяся силе тяжести, и присутствие выстланных осадком полостей, для которых вероятно органогенное образование. Такие полости удается определить даже тогда, когда органический «скелет» не распознается. Они по форме отличаются от полостей, обусловленных растворением, и слишком велики для того чтобы представлять собой обычные межгранулярные пространства. Эмбри и Кловен [102] в понятно данхэмовского «баундстоуна» добавили генетическую интерпретацию типа связи.
Бафлстоун (bafflestone)-осадок с многочисленными органическими остатками стеблевидной (дендритовой) формы. Эти остатки рассматриваются как сетка (baffle) для накопления тонкозернистой илистой массы; последняя по объему значительна; обычно сортировка плохая.
Байндстоун (bindstone) - таблитчатые или пластинчатые органические остатки скрепляют (bind) и окаймляют большие объемы основной массы. Собственная скелетная ткань не развивается.
Фрэймстоун (framestone)-массивные окаменелости образуют in situ жесткую постройку (framework), полости которой остаются пустыми или заполняются матриксом и цементом.
Аллохтонные известняки, первичные компоненты не были скреплены органическим веществом во время отложения |
Аллохтонные известняки, первичные компоненты были скреплены органическим веществом во время отложения |
||||||||
Менее 10% компонентов >2 мм |
Более 10% компо-нентов>2 мм |
Организмами, действующими как сетки |
Организмами, образующими корочки |
Организмами, создающими жесткий каркас |
|||||
Содержит известковый ил (<0,3 мм) |
Известковый ил отсутствует |
Опорой служит основная масса |
Опорой служат зерна (>2мм) |
||||||
Опорой служит ил |
Опорой служат зерна |
||||||||
Менее 10% зерен (0,3- 2 мм) |
Более 10% зерен |
||||||||
Мадстоун |
Вакстоун |
Пакстоун |
Грейнстоун |
Флаутстоун |
Рудстоун |
Бафлстоун |
Байндстоун |
Фреймстоун |
Рис. 1-6. Классификация известняков Данхэма [91] по первично-осадочным структурам. По Эмбри и Кловэну [102, рис. 2]. С разрешения Канадской ассоциации геологов-нефтяников
НЕРАВНОМЕРНОЕ ВО ВРЕМЕНИ НАКОПЛЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ
Обычно утверждают, что накопление карбонатов идет очень медленно по сравнению с терригенными или соленосными толщами. Действительно, если сравнить крупный дельтовый комплекс, например, в центре' третичного осадконакопления Южной Луизианы, с максимальной мощностью карбонатных банок того же морского бассейна, например, на шельфе Флориды или на Большой Багамской банке, то обнаружится, что с раннего мела доныне мощность терригенного комплекса примерно в два раза больше, чем мощность карбонатных отложений. Но фактически скорости осадконакопления мелководных неритовых карбонатных осадков, рассчитанные по мощности, отложившейся за последние 5000 лет, исключительно высокие. В табл. I-1 приведены такие данные из Карибского моря, Мексиканского залива, Атлантического океана и Персидского залива. В Персидском заливе затапливаемые во время прилива низменные побережья растут настолько быстро, что за 100 000 лет они должны достигнуть ширины в 100-200 км [189] и заполнить весь изгиб берега у Омана. Действительно, расчеты показывают, что весь Персидский залив, включая осевой трог глубиной 90 м, может быть заполнен лагунными и приливными осадками всего за несколько миллионов лет. При сравнении таких расчетных скоростей, полученных при исследовании современных приливных равнин и рифов, с мощностями древних неритовых толщ установлено существенное несогласование. Например, на Большой Багамской банке мощность послемеловых отложений должна была бы быть 35 000-50 000 м, а не 4500 м [131, с. 528]. Поскольку эти скорости не соответствуют скоростям накопления даже наиболее мощных карбонатных отложений геологического прошлого, отлагавшихся в близких условиях, мы принимаем, что карбонатоотлагающая система действует с перерывами и очень чувствительна. Это значит, что она может резко остановиться и потом снова начать действовать, как только условия станут благоприятными. Карбонатная седиментация напоминает мощный кадиллак с испорченным карбюратором.
Представление о быстрой, но прерывистой седиментации принципиально важно для правильного истолкования мощности и стратиграфических отношений в карбонатных толщах. Эти вопросы разбираются в гл. II, но некоторые основные положения рассматриваются ниже.
ТАБЛИЦА 1-1
СРАВНЕНИЕ СОВРЕМЕННЫХ СКОРОСТЕЙ ОТЛОЖЕНИЯ СаСО3 И СКОРОСТЕЙ НАКОПЛЕНИЯ НЕКОТОРЫХ МОЩНЫХ РАЗРЕЗОВ КАРБОНАТНЫХ ТОЛЩ
Источник |
Местоположение |
Максимальная мощность (м) |
Время (млн. лет) |
Скорость, м/1000 лет |
Обстановка осадконакопления |
103 |
Пояс рифов Флориды |
25 |
7000 |
3+ |
Риф и рифогенный обломочный шлейф |
378 |
Банка Родригес |
5 |
менее 5000 |
1+ |
Открытый берег |
351 |
Флоридский зал. Крейн Ки |
3 |
3000 |
1 |
Лагуна |
333 |
О-в Андрос |
1.5 |
2200 |
0,7 |
Приливно-отливная равнина |
26 |
То же |
3 |
3800 |
0,8 |
|
164 |
Себха Файшак |
4 |
4000 |
1 |
Себха (соленые марши) |
189 |
Оман |
2 |
4000-5000 |
0,5 |
Себха в зоне приливно-отливной осушки |
50 |
Северо-Восточный Юкатан |
5 |
5000 |
1 |
Лагуна - среднее из мощности по банке |
Голоцен Средняя скорость образования СаС03 в мелководных условиях * |
1,0 |
Лагуны (приливная зона), себхи, рифы |
|||
131 |
Скв. Сьюпериор, о-в Андрос |
4600 |
120X106 |
0,035 |
Отложения отмелей |
|
М-ние Суниленд (Флорида) |
4000 |
120Х106 |
0,03 |
Отложения отмелей и |
73 |
Банка Голден-Лейн (альб-сеноман) |
1500 |
20X106 |
0,03 |
Отложения отмелей |
Дж.Л. Вильсон |
Персидский залив |
6000 |
200Х106 |
0,03 |
Мелководно-морские отложения и зона осушки Приливно-отливная равнина |
У. Е. Хэм |
Группа Арбекль (нижнеордовикская часть) |
3000 |
100Х106 |
<0,03 |
Приливно-отливная равнина и лагуны |
Максимальная скорость образования СаСO3 для древних пород
|
0,04 |
Различные мелководные осадки как для голоцена |
*Эти цифры представляют максимальную мощность неконсолидированного ила или прирост рифа за поздний плейстоцен над выходившим из-под воды и отвердевшим осадком. Они представляют собой аккумуляцию за время последнего подъема уровня моря (поствисконсинский гляциомаксимум).
3. «Капризы» карбонатной седиментации затрудняют анализ карт изомощностей карбонатных горизонтов при отсутствии данных о фациях. Мощные раздувы карбонатов могут встречаться на положительных структурах или по их окраинам, но на участках с быстрым воздыманием пласты карбонатов весьма маломощные. Медленно погружающиеся бассейны могут содержать мощные толщи карбонатов, в то время как активно погружающиеся троги обладают слишком глубокоговодными условиями для накопления карбонатов и испытывают недостаток в осадконакоплении.
4. Быстрый, но прерывистый рост карбонатных банок, возможно, обусловливает субаэральный диагенез под воздействием атмосферных вод. Когда прекращается погружение, карбонатная седиментация может образовать широкую подводную поверхность шельфа или банки и быстро достроить ее до уровня моря» и даже выше него. Свежеобразованные осадки подвергаются при этом действию пресных или перенасыщенных солями вод в зависимости от климата и географического положения.
РОЛЬ ДИАГЕНЕЗА В ПРЕОБРАЗОВАНИИ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ
При микроскопическом сравнении голоценового карбонатного осадка и древнего известняка выявляются загадочные и сбивающие с толку различия. Чистый известковый ил из современной лагуны представляет собой сметанообразный, густой гель органического шлама, арагонитовых иголок, тонких обломочков и осколков высокомагнезиального кальцита и кокколитов и на 50% состоит из воды. Типичный известняк - микрит, несомненно являющийся аналогом этого ила, представляет собой мозаику более или менее равных по величине (3-4 мк и более) кристаллов низкомагнезиального кальцита. Часто это плотное вещество, пористость в котором практически недоступна измерению, или, возможно, мелоподобная масса, в которой кристаллы кальцита располагаются свободно, без связи друг с другом. Современные карбонатные пески, отложившиеся и подвергшиеся цементации в чисто морских условиях, содержат интерстициальный волокнистый арагонит или" магнезиальный кальцит в виде так называемых «собачьих.зубов». Древние карбонатные пески, как правило, не пористые, плотные, межзерновые пространства заполнены более поздними генерациями мозаичного кальцита. Обычно в древних карбонатных породах наблюдается реорганизация кристаллической структуры первичных зерен и цемента - перекристаллизация - и полное минералогическое преобразование. Границы прежних зерен распознаются по различиям размеров кристаллов и их формы или по изменениям окраски, обусловленным включениями или микропримесями в заместивших их кристаллах или прорастаниях. Перефразируя Св. Павла, «теперь мы смутно видим сквозь стекло...» все миллионы лет диагенетических преобразований, пережитые карбонатной породой. .Причина этого не только в той легкости, с которой карбонатная порода поддается растворению или минералогическому преобразованию под действием пресной воды или мигрирующих реликтовых вод, но и в том, что частицы еще до попадания в осадок, в море, могут легко изменяться или даже уничтожаться, а также слипаться, образуя агрегаты, под воздействием биохимических и химических процессов, а также организмов.
Значение изучения диагенеза карбонатов подчеркивается и в современной литературе [288, 64, 292, 51], в которой подробно рассматриваются эти зарождающиеся ветви исследований. Изучение и классификация пористости карбонатных тюрод неизбежно влекут за собой исследование диагенеза, что блестяще показано в ряде работ [65, 257, 284, 292, 360]. Диагенетические стадии, воздействующие на карбонат кальция в осадках, рассматриваются в гл. III.
Выводы
Перечисленные некоторые специфические особенности карбонатного осадкообразования, отличающие его от накопления песчано-глинистых осадков, можно рассматривать как важные принципы, которые необходимо учитывать, применяя петрографические и стратиграфические методы для восстановления общей схемы отложения карбонатов. В дополнение приведены полезные обобщения Лапорта [206]. Факторы, контролирующие осадконакопление:
Цитируется по изданию: Дж. Л. Уилсон. Карбонатные фации в геологической истории. Пер. с англ., М., Недра, 1980, 463 с. Пер. изд.: ФРГ, 1975. All Rights Reserved. Authorized translation from English language edition published by Springer-Verlag Berlin-Heidelberg-New York.
Комментарии
я рада)))
я рада)))