↑ Диагенез  карбонатных  и  эвапоритовых  осадков 

Общие  особенности  диагенеза  карбонатных  и  эвапоритовых  осадков.

Особенности диагенеза карбонатных и эвапоритовых (гипс, ангидрит, каменная соль, сильвинит, карналлит и др.) в отличие от терригенных осадков обусловлены, главным образом, значительной минеральной и химической неустойчивостью этих образований и тем, что по отношению к ним вода может вести себя как достаточно сильный агент. В связи с этим, а также в связи с тем, что на стадии диагенеза иловые (поровые) воды чаще всего находятся в состоянии, весьма близком к состоянию насыщения по карбонатным и эвапоритовым минералам, эти минералы способны растворяться и кристаллизоваться в очень близких геохимических обстановках. Всё это приводит к тому, что карбонатные и эвапоритовые отложения часто претерпевают сильные изменения уже на самых ранних этапах постседиментационной истории (в диагенезе). Кроме того, в связи с тем, что многие виды карбонатных и эвапоритовых образований накапливаются в мелководно–морских и прибрежно–морских обстановках, здесь нередко морские поровые воды сменяются на пресные метеорные, что также накладывает своеобразный отпечаток на процессы их диагенеза. Осуществление сильных преобразований карбонатных и эвапоритовых отложений уже на стадии диагенеза и активное продолжение этих процессов на стадии катагенеза затрудняет вычленение именно диагенетических. Поэтому выполнение стадиального анализа рассматриваемых образований — дело сложное. Вообще разница во всех процессах литогенеза и седиментогенеза между разными типами отложений настолько сильна, что литологи, как правило, специализируются на изучении какого–то одного вида отложений: либо терригенных, либо карбонатных, либо эвапоритовых.

↑  Диагенез  карбонатных  осадков

Следуя методу актуализма и как мы уже говорили, естественно, что лучше всего наблюдать процессы диагенеза воочию, т.е. как они протекают в настоящее время. В этом случае не возникает сомнений, а не связано ли то или другое изменение с более поздней катагенетической стадией. В большинстве случаев такие современные или почти современные обстановки морского диагенеза находятся за пределами бывшего СССР. Это такие места, как побережье Персидского залива, Багамские острова, о–ва Б. Кайман, Барбадос в Карибском море, это Канарские о–ва, Ямайка, п–ов Флорида, побережье Красного моря и т.п. Здесь процессы диагенеза можно наблюдать в поверхностных и приповерхностных условиях. По понятным причинам эти места были не доступны советских геологам, в них работали западные исследователи во главе с американцами. Другая большая область, где можно наблюдать сегодняшние процессы диагенеза — это на дне или, точнее под дном океана. Здесь процессы диагенеза можно наблюдать с помощью глубоководного бурения. В связи с разным уровнем развития техники у нас и в развитых западных странах, эти океанические глубины тоже были доступны в большей степени западным ученым, чем нам. Поэтому развитие представлений о диагенезе карбонатов получило гораздо большее развитие за рубежом, чем в СССР.

В процессах диагенеза карбонатных осадков главную роль играют такие процессы, как растворение карбонатного материала, цементация осадка, т.е. выпадение минералов в пустотах осадка, превращение метастабильных минералов (высокомагнезиаль­ный кальцит и арагонит) в стабильные (низкомагнезиальный кальцит и доломит), перекристаллизация.[В морях жарких стран, в первую очередь в аридных обстановках, а такие обстановки, были весьма распространены на Земле в палеозое и мезозое, карбонаты первоначально выпадают в виде арагонита и высокомагнезиального кальцита. В более высоких широтах, там где холоднее и больше осадков, первичной фазой чаще бывает низкомагнезиальный, т.е. обычный , кальцит]. Все эти процессы в совокупности ведут к литификации (окаменению), хотя процесс гравитационного уплотнения на стадии диагенеза не играет существенной роли. Консолидированный столб тонкозернистого известняка в 300 м эквивалентен 327 м первоначального осадка (т.е. уплотнение незначительно).

Установлено, что бульшая часть карбонатного цемента, который образуется при литификации карбонатов, связана с привносом вещества водами, циркулирующими в поровом пространстве осадков и имеющими либо морскую, либо метеорную, либо смешанную природу. Природа вод, которые участвуют в диагенезе, зависит от той фациальной зоны (обстановки), в которой происходило накопление осадка и в которой протекает диагенез.

Различаются следующие фациальные зоны (обстановки) (рисунок — объяснить):

Надприливная (надлиторальная) — относится к краю берега, граничащему с литоральной зоной, и располагается непосредственно выше уровня полной воды (высоко­го прилива) [supralittoral, supratidal).

Приливно–отливная (межприливная, литоральная) — относится к зоне между уровнями высокого и низкого приливов [intertidal, littoral]. (Другое значение слова литоральная — зона между берегом и глубиной около 200 м. В этом значении включает неритовую зону).

Подприливная (сублиторальная) — зона между уровнем малой воды и глубиной около 200 м, т.е. полностью покрытая водой зона [sublittoral].

Глубоководные зоны — будем рассматривать, их не разделяя на отдельные зоны — глубже 200 м и до самых больших глубин океана.

Рифы, органогенные постройки — тела сформированные каркасообразующими организмами, более или менее выраженные в рельефе дна, а затем в осадочных толщах.

1) Надприливная зона. Это по существу пляж, находящийся всё время на воздухе. Здесь диагенез может протекать с участием и пресных, и морских вод. Осадок может быть представлен известковым илом и известковым песком (оолиты, эоловые частицы, ракушняк).

Здесь можно различать две принципиально различные обстановки диагенеза в зависимости от того, какие растворы участвуют в процессах диагенеза. Это в свою очередь зависит от климатической ситуации (аридный или гумидный климат) и других причин.

Обстановка 1. Связана с участием в процессах диагенеза пресных вод метеорного происхождения и морских вод нормальной солёности. Эта обстановка свойственна районам с жарким, но влажным климатом (тропики, влажные субтропики).

В зоне диагенеза идут как процессы растворения и образования пустот, так и процессы цементации. Образуется своеобразная порода — бичрок — сцементированный пляжный карбонатный песок или песчаник. Цементация при образовании бичрока осуществляется в результате кристаллизации карбонатных минералов из–за потери углекислоты морской водой, поступающий в осадок в зоне заплеска морских вод. Другой причиной цементации является испарение в порах осадка (при высыхании) растворов метеорной природы, которые насытились по карбонату кальция в результате растворения исходных метастабильных карбонатных минералов. Образование бичрока происходит очень быстро. В некоторых местах в цементе бичрока оказываются запечатанными обломки снарядов и самолетов второй мировой войны и кокосовые орехи (т.е. цемент может иметь возраст 30–50 лет и меньше). Сформированный бичрок иногда разрушается под действием штормовых волн, и его обломки оказываются заключёнными в карбонатном песке, снова превращающемся в бичрок. В этой обстановке надприливной зоны происходит превращение высокомагнезиального кальцита и арагонита в низкомагнезиальный кальцит, однако новообразованные цементы бывают представлены не только низкомагнезиальным кальцитом, но иногда и арагонитом.

В зоне диагенеза надприливной фациальной обстановки рассматриваемого типа важно различать вадозную и фреатическую (пресноводную) зоны. Вадозная — зона аэрации, где нет постоянной воды, а есть воздух, фреатическая — зона водонасыщения. Вадозная зона — это зона транзита метеорных осадков в зону водонасыщения. В вадозной зоне идёт главным образом растворение, но в результате действия сил поверхностного натяжения и гравитации образуются менисковый и микросталактитовый (каплевидный) цемент, преимущественно из низкомагнезиального кальцита.

(Объяснить, показать рисунок и мои фото). Менисковый цемент выполняет прилегающие к межзерновым контактам участки пор, округляя поры. Микросталактитовый цемент представляет собой наросты на нижних поверхностях фрагментов карбонатного скелета (на зёрнах). В вадозной зоне встречаются и другие виды цементов, например, сложенные мелкими карбонатными ромбоэдрами каёмки вокруг частиц каркаса. Объяснить значение нахождения древних вадозных зон для стадиального анализа.

Лежащая глубже фреатическая зона — область интенсивных цементационных процессов, способных практически полностью залечить пустотное пространство. Здесь встречаются следующие морфологические типы кальцитового цемента: а) друзовый, или спаритовый, выполняющий поры и каверны (фотоYI,б из моей книги), б) каёмки обрастания, в) равномернозернистый сплошной цемент (рис. из зелёной книги). В фре­атической зоне идут также процессы растворения, но они менее значительны, чем в вадозной, однако иногда способны превратить органогенный осадок с крупными форменными элементами в массу пористого несвязного кальцитового тонкозернисто–пели­томорфного материала.

Глубже пресноводно–фреатической зоны находится зона смешения морской и пресной метеорной воды. Здесь возможен процесс метасоматического замещения известкового материала доломитом (доломитизация). Без проблем виза в США, помощь в подготовке необходимых документов, а также сотрудники агентства помогут вам в подготовке к собеседованию для его дальнейшего прохождения. Более подробную информацию о получении визы в США смотрите на сайте exwelcome.ru.

Обстановка 2. В районах с аридным и экстрааридным жарким климатом в надприливной зоне процессы могут идти существенно по–иному. В результате ветровых нагонов и штормов плоская равнина надприливной зоны, находящаяся гипсометрически немного выше уровня воды в море, периодически, но редко заливается морской водой, которая определённое время сохраняется на поверхности в наиболее пониженных частях рельефа, в условиях жаркого и сухого климата подвергается интенсивному испарению и концентрируется. На поверхности активно развиваются водоросли, т.н. водорослевые ковры (или маты), образуются корки гипса и хлоридных солей. Такие надприливные равнины, распространённые на побережье Персидского залива, Красного моря, в Калифорнии и других местах, называются сабкхами или себкхами (арабское слово). Самым главным моментом, который нас интересует на сабкхах, является то, что морская вода, иногда уже частично сконцентрированная на поверхности, просачивается в карбонатный осадок, который подстилает такие равнины. В осадке продолжается процесс внутригрунтового испарения этой воды, которая вызывает своеобразный диагенез карбонатного осадка. Диагенез протекает в восстановительной обстановке из–за влияния разлагающегося материала водорослей. Главные процессы — это образование доломита, кристаллов и желваков гипса, а иногда даже в порах осадка кристаллизуется галит (каменная соль). (Показать рисунок минералогии сабкхи).

Иногда в периоды штормовых дождей в осадок поступает метеорная вода, которая растворяет уже образовавшиеся минералы (гипс, галит). Потом опять — поступление морской воды, интенсивное испарение и всё начинается сначала.

Описывая диагенез в надприливной зоне, мы неоднократно обращали внимание, что солёность вод, которые преобразуют осадок может быть разным. Американскими учёными, изучавшими диагенез карбонатов, сделано довольно интересное наблюдение. Они установили основные (не всегда выдерживающиеся) закономерности изменения формы кристаллов карбоната кальция в зависимости от состава и солёности минералообразовательной среды (рисунок — объяснить). Эти закономерности объясняются обратной зависимостью размера кристаллов от скорости выпадения (степени насыщенности по осаждаемой фазе) и блокированием ионами магния и сульфата роста кристаллов в стороны, в результате чего в солёных существенно магнезиальных растворах типа морской воды образуются мелкие (микрит), часто вытянутые по длинной оси кристаллы, а в значительно опреснённых слабо– или немагнезиальных средах — крупные (спарит) изометричные кристаллические индивиды.

2) Межприливная зона. Эта зона является местом интенсивной литификации карбонатных осадков, которая осуществляется здесь под влиянием периодического осушения (а значит и испарения), смешения морских вод с пресными и, что особенно специфично, под влиянием бактериально–водорослевой активности и биохимических процессов. В этих условиях карбонатные пески могут быстро цементироваться, превращаясь в породу типа бичрока. Такие сцементированные пески, встречаются, например, в приливно–отливной полосе вдоль берегов на островах в Карибском море. Цементы здесь представлены игольчатым арагонитом и шестоватым  высокомагнезиальным кальцитом, образуются также корочки микрита высокомагнезиального кальцита (микрит — то пелитоморфный или микрозернистый карбонат с размером зерна меньше или чуть больше 0,01 мм). Весьма характерен здесь цемент из радиально–волокнистого арагонита (рисунок из зелёной книги). Физико–химическими причинами образования цементов являются испарение иловых растворов в порах осадка и колебания концентрации углекислого газа в морских поровых растворах, близких к состоянию насыщения по карбонатным минералам. Эти колебания могут вызываться разными причинами, в частности они связаны с фотосинтезирующей деятельностью широко развитых здесь водорослей, поскольку днём фотосинтез (процесс с поглощением углекислого газа) идёт, а ночью — останавливается.

Для межприливной полосы самых различных районов, относящихся к тёплому климатическому поясу, характерно обволакивание бактериально–водорослевой слизью частиц осадка, что приводит к их скреплению (своеобразной цементации) водорослевым карбонатом. Такие мельчайшие зёрна карбоната, имеющего бактериальное происхождение и образующего каёмки на форменных элементах карбонатного осадка (ооли­ты, пеллеты и др.), называются иногда карбонатной пылью. Они обнаружены на побережье Персидского залива (рисунок из моей книги); а нам удалось их обнаружить в отложениях среднего девона Беларуси (рисунок оттуда же). В обоих случаях зёрна с такими каёмками запечатаны более поздним гипсовым цементом, который кристаллизуясь, иногда сдирает фрагменты этих карбонатных каёмок, они остаются в гипсовом цементе, и по этим фрагментам можно догадываться, что здесь было когда–то карбонатное зерно (показать).

3) Подприливная зона. Это зона постоянного контакта осадков с морскими водами. Отмечаются два случая литификации карбонатного осадка.

1 случай (“твёрдое дно”). Характерным является то, что карбонатный осадок цементируется и литифицируется у самой поверхности дна. Цементирующий карбонат всегда микрокристаллический и состоит бульшей частью из метастабильных минералов — арагонита и высокомагнезиального кальцита. По морфологии цементы радиально–волокнистые и равномернозернистые. Цементированный у поверхности дна карбонатный осадок представляет собой каменистый грунт. Основным фактором, создающим предпосылки для субповерхностной цементации и образования “твёрдого дна” (“hard­ground”), является замедление или прекращение осадконакопления. Это может быть связано с флуктуациями гидрологических параметров в бассейне (течения, прогрев воды и т.д.) и с выводом участка подводной отмели из зоны активного карбонатообразования (особенно биогенного) вследствие изменения уровня моря в процессе эвстатических колебаний или тектонических движений. В качестве примера приведём придонную литификацию известковых песков Персидского залива, где она отмечается на площади в 70 тыс. км² в пределах глубин моря от 1 до 60 м. Пласты сцементированных песков мощностью 5–10 см либо обнажены на дне, либо перекрыты маломощными наносами карбонатного песка и залегают на нелитифицированных осадках. Иногда обнаруживаются серии плотных пластов, разделённых рыхлыми известковыми песками. Пески на поверхности дна сцементированы совсем недавно. В одном месте в песок зацементированы остатки гончарных изделий, а обнаруженные под ним раковины моллюсков имеют возраст, определённый радиоуглеродным методом, 1040±180 лет.

2 случай (экзодиагенез). Сверху вниз наблюдается резкий переход от поверхностных обводнённых карбонатных илов к их литифицированным аналогам. В классических областях мелководно–морской седиментации (Багамские банки, Флоридский залив) мощность современных илов в подприливной зоне измеряется несколькими метрами, ниже идут литифицированные известняки. Литификация здесь проходила в результате эвстатических колебания уровня океана в течение последних 1–2 млн лет, что приводило временами к крайнему обмелению или даже осушению морского дна. В результате такого явления, названного М.С. Швецовым экзодиагенезом (вывод к поверхности), происходила быстрая литификация известковых илов, причём, это сопровождалось сохранением тончайших деталей структуры осадка в формировавшемся известняке.

Таким образом, общим в рассмотренных случаях является быстрая литификация вблизи морского дна или прямо на дне. Но, в первом случае, это связано с остановкой карбонатного осадконакопления, что может иметь место и при углублении моря, а, во втором, — с выводом осадка к поверхности или в субаэральные условия. Причины литификации в обоих случаях до конца не ясны. Некоторые полагают, что “hardground” образуется с активным участием органического вещества, разложение которого благоприятствует растворению и переотложению карбонатных минералов. Экзодиагенез может быть связан с процессами испарения морской воды, повышения её концентрации, а также с действием метеорных вод (при выводе осадка на воздух), которые смешиваясь с морскими, способствуют растворению и переотложению карбонатов.

4) Органогенные постройки (рифы). Прежде чем перейти, к рассмотрению диагенеза в глубоких частях моря и океана, коснёмся специфики диагенеза в такой своеобразной обстановке, каковой являются органогенные постройки, или рифы. Выше мы уже дали им определение. Здесь же лишь отметим, что рифы бывают развиты как в подприливной, так и в межприливной зонах. Отсюда ясно, что осадочный материал рифов может находится как в подводных условиях, так и в аэральных. В аэральных условиях рифы могут находиться в межприливной зоне в короткое время отливов, а также в аэральные условия рифы могут выводиться при колебаниях уровня моря, что может отвечать периодам перерывов в осадконакоплении.

Диагенетические изменения рифовых осадков проявляются в цементации, сопровождающейся явлениями растворения и переотложения карбонатов, трансформацией минерального состава и сменой генераций карбонатного цемента вследствие изменения условий среды, в которых оказывается органогенная постройка. В современных рифовых постройках на Бермудах и Багамах выявлено до семи (!) типов карбонатного цемента, а в отдельных межзерновых пустотах отмечено последовательное выпадение до трёх генераций цемента, что отражает смену обстановки диагенеза.

Цементация рифового каркаса в подводных условиях происходит быстро. Например, органогенная постройка из кораллов на севере Красного моря уже на глубине менее 60 см от наружной (“живой” — объяснить) поверхности оказалась сцементированной полностью. Цемент представлен игольчатым арагонитом и пелитоморфным высокомагнезиальным кальцитом. В формировании цемента большую роль играют водоросли, в том числе облекающие плёнкой каркасообразующие организмы. Вследствие фотосинтеза в приповерхностной части рифа создаётся резко выраженная щелочная среда (рH достигает 10), что способствует карбонатообразованию. Изучение подводной литификации на ямайских рифах, проведенное с аквалангом по склону рифа на глубину 70 м, показало, что полная цементация каркаса достигается в пределах метра от поверхности, причём, чем ниже по склону, тем полнее проявляется она в самом верхнем слое. В этих рифах, как и в большинстве изученных, цементирующих карбонат представлен преимущественно высокомагнезиальным кальцитом. Интересное наблюдение сделано при изучении Бермудских рифов. Заполнение рифового каркаса начинается с того, что пустоты забиваются иловыми частицами, раковинками фораминифер, остатками водорослей. В нескольких сантиметрах от “живой” поверхности начинает выпадать карбонатный цемент, а в полуметре от неё рифовый известняк становится уже мраморно–крепким.

Важным результатом изучения подводной цементации рифов, является то, что цементация и литификация органогенного каркаса являются по существу продолжением седиментации, но которая протекает в порах каркаса. Степень подводной цементации рифа существенно зависит от интенсивности прокачки через него морской воды, чему способствуют волнение и приливы–отливы. Формирование твёрдой породы — в случае рифов — это не финал диагенетических превращений, а только первая их стадия, поскольку диагенетические карбонаты представлены, как правило, в большинстве своём метастабильными разновидностями, которые уже в сцементированном рифе трансформируются в стабильные, что влечёт за собой частичную или полную перекристаллизацию (с образованием низкомагнезиального кальцита) и доломитизацию карбонатного материала.

Условия формирования рифовых построек таковы, что, хотя их рост происходит ниже уровня моря, колебания этого уровня приводят к  выводу рифов из морской среды и изменению обстановки диагенеза. В этих условиях, как установлено на рифах о–ва Барбадос в Карибском море и на рифах Красного моря, наблюдаются преобразования рифов под действием пресных метеорных вод, выражающиеся в трансформации высокомагнезиального кальцита в низкомагнезиальный, растворении арагонита, формировании кальцитового цемента. Из рифов, находящихся в субаэральных условиях, обычно получаются прекрасные коллекторы нефти, газа и подземных вод в связи с тем, что рифовый материал, обычно изначально довольно пористый, в этих условиях подвергается процессам выщелачивания с образования пор и каверн.

Важно иметь в виду, что органогенные постройки, находящиеся выше уровня моря, иногда могут подвергаться действию не только пресных, но и очень солёных вод (рассолов). Классическим примером такого рода является ситуация на о–ве Сан–Анд­рес, расположенном в Карибском море (рисунок). Здесь водорослевая органогенная постройка в западной части острова на клиффе Мэй выведена из под уровня моря. На поверхности клиффа в одной его стороне выработаны западины (углубления), в которые заплёскивается морская вода. Эта вода испаряется и превращается в рассол, который просачивается в органогенную постройку и вызывает доломитизацию известкового материала, причём, степень доломитности породы сверху вниз на протяжении 4–х метров меняется от 100 % до 0. Граница распространения рассолов чётко узнаётся по границе доломит – известняк в разрезе клиффа.

5) Глубоководные зоны. Подводная приповерхностная литификация обнаружена во многих местах глубоководного карбонатонакопления. Литифицированные глобигериновые илы были отмечены более, чем в 30 районах Средиземного моря и Атлантического океана на глубинах 200–3500 м. Изученные образцы литифицированных илов представляют собой микрозернистый карбонат, содержащий в сво`м составе высокомагнезиальный кальцит и доломит. Установлено, что цементация и литификация карбонатных осадков на морском дне с образованием плотной известковой корки, покрывающей рыхлые и обводнённые осадки, — явление, не зависящее от глубины и определяющееся прежде всего замедлением или временной приостановкой осадконакопления. Параллельно с литификацией идёт процесс превращения метастабильного высокомагнезиального кальцита в стабильный доломит.

Интересно, что все рассмотренные до сих пор случаи литификации карбонатов (имеются в виду не только случай в глубоководных обстановках, который рассмотрен только что, но и процесс литификации в надприливной, межприливной и подприливной зонах), в той или иной степени противоречат традиционным представлениям о том, что литификация осадка (в том числе и карбонатного) — это функция геологического времени и тяжести нагрузки вышезалегающего осадка. Мы увидели, что есть много случаев очень быстрой литификации, где время в его геологическом понимании не играет никакой роли, есть случаи, когда литифицированные корки покрывают нелитифицированные осадки, что противоречит привычному взгляду на диагенез: чем глубже, тем плотнее. Но вот наиболее глубокие зоны океана (пелагиаль), где влияние источников сноса практически никак не сказывается на осадконакопление, дают нам пример, так сказать, классического восприятия диагенеза: протекание постепенной литификации осадка при продвижении вглубь толши осадочных отложений. Но и здесь мы видим довольно неожиданные аспекты диагенетических изменений карбонатных осадков, в частности очень большие глубины, на которых происходит превращение осадков в плотную породу. Например, в скважине глубиной 1172 м, пробуренной на поднятии Магеллана в Тихом океане через пелагические карбонатные отложения, литифицированные известняки начались лишь с глубины 825 м. По мере превращения пелагических известковых илов в известняки остатки микрофауны и наннопланктона частично растворяются, теряют свою структуру и преобразуются в пелитоморфный карбонат, пронизанный кристаллами кальцита разного размера.

6) Заключение по диагенезу карбонатов. Важным выводом, вытекающим из рассмотрения различных примеров диагенеза карбонатов, является то, что интенсивность и характер диагенетических превращений тесно связаны с обстановками седиментации. Интенсивность и характер диагенеза также тесно связаны со структурно–минералоги­ческими особенностями осадка. В ходе диагенеза структура и текстура осадочного материала может существенно изменяться, возникают цементы, пористость, меняется минералогический состав. Определение диагенетических изменений важно для расшифровки условий древнего седиментогенеза, а также для понимания того, какие же изменения произошли с карбонатной породой на стадии катагенеза.