Карбонатные фации в геологической истории. Глава 1. Основные черты карбонатной седиментации. | Lithology.Ru - Литология.РФ :

Карбонатные фации в геологической истории. Глава 1. Основные черты карбонатной седиментации.

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.

  • 1. Чехловые и спикуловые скелеты, в которых тонкие минеральные частицы (размерности алеврита - тонкозернистого песка) слабо скреплены органической тканью.. После гибели организма ткань разлагается и частицы попадают в осадок. Примеры: Penicillus, альционарии, кораллы, губки, оболочники, голотурии.
  • 2. Сегментные скелеты состоят из минеральных частиц, со­единенных органической тканью. После гибели и разложения организ­ма обычно поставляют частицы псаммитовой размерности. Примеры: Halimeda, членистые красные водоросли и иглокожие.
  • 3. Ветвистые скелеты состоят из хорошо обызвествленных вы­ступов цилиндрической или лопастной формы. Размер фрагментов, об­наруживаемых в осадках, зависит от первоначального размера орга­низмов, размеров и прочности ветвей и характера и интенсивности органического или механического разрушения, которому они подвер­гались. Примеры: некоторые кораллы (Асгорога), красные водоросли и мшанки.
  • 4. Камерные скелеты включают все пустотелые или частично пустотелые образования. Камеры сохраняются после смерти организ­ма; при этом отмечаются многообразные типы разрушения камер, опре­деляемые их абсолютными размерами, толщиной стенок, формой и микроструктурой. В целом наиболее устойчива к разрушению дугооб­разная форма. Примеры: гастроподы, трубки червей-серпулид, форами-ниферы, некоторые ракообразные, пелециподы, некоторые иглокожие и брахиоподы.
  • 5. Корковые скелеты имеют все растения и животные, спо­собные покрывать коркой свою поверхность. Разрушение скелетов в большинстве случаев определяется разрушением поверхности, покры­той коркой, другим организмом. Такие постройки механически прочны. Примеры: некоторые водоросли, фораминиферы, кораллы, мшанки, чер­ви, гидрокораллы.
  • 6. Массивные скелеты в основном крупные и имеют форму полушария. Они наиболее успешно сопротивляются разрушению вследствие своей величины и, в некоторых случаях, микроструктуры. Примеры: кораллы и некоторые кораллиновые водоросли.

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.

  • 1. Карбонатная седиментация может компенсировать почти любое тектоническое погружение или эвстатический подъем уровня моря, ко­гда сохраняются благоприятные условия. Отложение карбонатов может быть прерывистым, обычно имеет диахронный и в целом регрессивный характер.
  • 2. В некоторых местах можно ожидать неравномерную мощность карбонатных отложений, особенно вдоль окраин шельфа/ где условия становятся оптимальными для образования и аккумуляции и где по­гружение идет непрерывно. Обычно неожиданное увеличение мощно­сти известняков наблюдается при прослеживании вниз по уклону по­верхности накопления, в тонких слоях, которые по простиранию такой поверхности протягиваются на многие мили без заметных колебаний мощности. Карбонаты могут образовывать огромные «чечевицы» осадков в миогеосинклиналях, например, в нижнем ордовике Северной Америки в бассейнах Центральных Аппалачей и Анадарко (горы Арбакл в шт. Ок­лахома, рис. II-8). Сходные участки повышенной мощности можно на­блюдать в средней части разреза мела Мексиканской геосинклинали.

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:

  • 1. Преобладающая часть карбонатных осадков образуется в спе­цифических условиях осадкообразования: теплой, мелководной мор­ской среде, характеризующейся прозрачностью. Несмотря на наличие скоплений раковинного детрита в отложениях умеренного и холодного климата, аналогами известняков геологического прошлого являются в основном осадки современных низких широт.
  • 2. Образование карбонатов - процесс существенно автохтонный. По выражению Лапорта, «развитие фаций контролируется внутрибассейновыми факторами».
  • 3. Конфигурация бассейна и гидродинамическая энергия являются доминирующими факторами, контролирующими образование и диффе­ренциацию фаций [205]. Глубина определяет фации, поскольку от нее зависит гидродинамическая энергия. Важным фактором является свет, поскольку он ограничивает биологическую продуктивность пределами зоны своего проникновения. Определенные гидрологические факто­ры действуют на карбонатное осадконакопление иначе, чем известные механические продессы переноса, отложения и вымывания. Восходящие морские течения и активное движение воды побуждают к развитию биологическую продуктивность in situ на шельфовых окраинах, а не­достаток циркуляции в отгороженных частях морских бассейнов при­водит к созданию гидрологических условий, которые сильно сказывают­ся на осадках. Так, мелководные осадки и осадки приливно-отливной зоны составляют большой оВъем карбонатных пород.
  • 4. Карбонатообразование в своей основе является биохимическим процессом, и организмы имеют решающее значение в создании и преоб­разовании всех типов карбонатных частиц от мелких зернышек до больших масс химических осадков. Выводы, сделанные Лапортом и Гинзбургом, свидетельствуют, что обилие органических остатков и раз­нообразие карбонатных осадков отражают первоначальные условия, не­смотря на резкие различия, вызванные разницей в их сохранности.
  • 5. Из преобладания органогенного состава пород следует частая коррелятивная зависимость биофации и литофации. Организмы обус­лавливают появление некоторых типичных литофации (например, креп­ких массивных коралловых рифов), а те же самые факторы осадконакопления, которые приводят к образованию различных типов неорга­нических зерен, оказывают влияние и на повсеместно присутствующие организмы (например, в оолитах обычно присутствуют обломки толстых раковин гастропод). Субстрат в свою очередь контролирует типы ор­ганизмов, обитающих на нем.
  • 6. Относительная степень физического, и в особенности биологиче­ского преобразования, устанавливаемая седиментологическим изуче­нием, имеет фациально-генетическое значение.
  • 7. Так как карбонатные частицы в первом приближении образу­ются in situ и имеют разнообразные размеры и формы зерен, для их углубленного изучения требуются особые подход и классификации
  • 8. Большинство карбонатных зерен попадают в осадок там, где они образовались, а перенос в сумме невелик, структуры многих кар­бонатных песков больше зависят от характера скелетов организмов, попадавших в осадок, чем от агентов внешней среды [206].
  • 9. Карбонатная седиментация может идти исключительно быстро при условии подходящей морской обстановки. Величины, полученные при измерениях скоростей накопления неритовых осадков за последние 5000 лет, на* порядок выше по сравнению со скоростями накопления мощных мелководных толщ карбонатных пород геологического про­шлого. Вероятно, чувствительный механизм карбонатообразования лег­ко «выключается» при достижении поверхностью осадка уровня моря, под действием мутности, связанной с изменениями в области сноса, или в связи с изменениями климата. Это необходимо учитывать при интер­претации возрастных корреляций стратиграфических границ геологи­ческого прошлого.
  • 10. Карбонатные осадки и породы очень чувствительны к диагене­зу. Изменения начинаются в несвязанных зернах еще до отложения, происходят и во время него и продолжаются на дне моря. Особенно сильно идут растворение и минералогические преобразования, когда кар­бонатный осадок вместо морского дна оказывается в субаэральной, пресноводной обстановке. Другие изменения имеют место при мигра­ции рассолов и других типов реликтовых вод через илистые слои кар­бонатов как до глубокого захоронения, так и после него. Эти изменения осуществляются через разнообразные стадии литификации. Последние состоят в видоизменении карбонатных минералов морского происхож­дения в низкомагнезиальный кальцит, органических преобразованиях частиц, растворении, цементации пор в известковых песках, преобра­зовании кристаллов(неоморфизм), метасоматических замещениях (до­ломитизация), которые преобразуют и увеличивают поровые простран­ства, и замещении ангидритом, которое делает осадок более поддаю­щимся растворению.
О статье: 

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)))