Образование доломитов

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНОБРНАУКИ РОССИИ

федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего образования

«Самарский государственный технический университет»

(ФГБОУ ВО «СамГТУ»)

Кафедра «Геологии и геофизики»

Курсовая работа

по курсу: «Литология»

на тему: «Образование доломитов»

Разработал: Н.В. Архипов студент гр. III-ЗФ-28

Содержание

Введение

Образование доломитов

Модели доломитизации по М. Р. Лидеру

Эвапоритовый седиментагенез в истории земли

Словарь терминов и определений

Список используемой литературы

Введение

Доломитами называют породы, сложенные более чем наполовину одноименным минералом CaMg(CO3)2. Между ними и известняками существует целый ряд переходных разностей: доломиты известковистые и известковые и известняки доломитовые и доломитистые. Они, согласно своим структурным признакам, разделяются (так же как известняки) на две большие группы пород: яснозернистых и пелитоморфных. Внутри каждой из них наблюдается меньшее (сравнительно с известняками) разнообразие таксонов. Это преобладающие кристаллически-зернистые, редкие биоморфные (включая сюда перекристаллизованные с реликтовыми, или «теневыми» биоморфными микроструктурами) и довольно распространенные обломочные доломиты (брекчиевидные, дресвяно- и песчаниковидные разности).

Относительно трактовки их генезиса существует много не окончательно решенных проблем, начиная с двух спорных вопросов. Во-первых, почему масштабы теперешнего накопления доломитовых осадков весьма скромные, притом что в разрезах древних осадочных комплексов (в особенности палеозойского и докембрийского возрастов) доломитами представлены мощнейшие, толщи во многие десятки и сотни метров тела? И, во-вторых, почему в воде нынешних открытых морей и океанов соотношение ионов Mg2VCa2 равно 5,7, а доломитообразование на их дне не наблюдается? Нынешнее доломитообразование фиксируется только в обстановках очень сильно повышенной солености мелководных озер или лагун при аридном климате (лагуна Курунг на юге Австралии, восточная окраина озера Балхаш в Казахстане, окраины Персидского залива, эвапоритовое озеро Дип-Спринг в США и др.), да и там нередко доломитизация известкового осадка приходится на стадии раннего диагенеза.

Наиболее обстоятельные ответы на вышеупомянутые вопросы и объяснения механизмов доломитизации можно почерпнуть из книг М. Р. Лидера (1986) и А. А. Махнача (1989, 2000). Перескажем кратко их аргументацию.

доломит лидер эвапоритовый седиментагенез

Образование доломитов

Неспособность доломита к выпадению в осадок из морской воды объясняется, прежде всего, трудностями кристаллизации, т.е. кинематическим фактором построения своеобразной архитектуры кристаллической решетки этого минерала. Для возникновения его в условиях низких (околоземных) температур необходимо очень много времени. Это может быть проиллюстрировано на примере осадка озера Дип-Спринг, состоящего из мельчайших (< 1 мкм) изоморфных кристалликов седиментогенного доломита. М. Р. Лидер о них писал: «Датированием по 14C доказано, что они росли с удивительно малой скоростью -- 0,09 мкм за 1 млн лет. В большинстве иных случаев в условиях дневной поверхности кристаллы с такой малой скоростью роста были бы поглощены другими осадочными минералами и составили бы ничтожную часть накапливающегося осадка». М. Р.Лидер подчеркивал, что медлительность роста кристалла этой двойной соли обусловлена чрезвычайно правильным строением его кристаллической решетки, состоящей из последовательного многократного чередования слоев двух видов: состоящих из ионов Ca2+, СО32- и образованных ионами Mg2+, Са2+,: Ионы Ca2+ и Mg2+ имеют настолько близкие размеры и свойства (Ca = 1,08A Mg = 0,88А), что во время кристаллизации они конкурируют из-за места в решетке. При обычных поверхностных температурах, при быстром выстраивании их друг за другом по спирали возникает магнезиальный кальцит. А для стимулирования роста зерна доломита с упорядоченной группировкой ионов по типу «слой за слоем» требуются особые условия. К ним, по-видимому, относятся медленные скорости кристаллизации и разбавленные ионные растворы (см. ниже).

Попытки выделить доломит в экспериментальных условиях при температуре дневной поверхности приводят к образованию магнезиальных кальцитов, в решетке которых отсутствует упорядоченность, присущая решетке настоящего доломита. Однако в некоторых случаях при определенных условиях в ходе первичной кристаллизации или при изменении ранних арагонита и кальцита может быть получена метастабильная форма доломита. Образованные таким путем протодоломиты правильнее будет определить как метастабильные однофазовые ромбоэдрические карбонаты, по составу отклоняющиеся от доломита избытком Ca2+ в его решетке. Выпадение в осадок минералогически совершенного доломита в экспериментальных условиях обеспечивается температурой 200 °С, что не отвечает условиям зоны осадконакопления, но близко к режимам глубинного катагенеза. По-видимому, формирование доломитовых отложений обеспечивается по стадийно и несколькими природными способами. Три главнейших способа перечислим особо.

Первый способ, или так называемая эвапоритовая модель остаточного рассола», объяснен на основе наблюдений процессов доломитизации известковых грунтов обширных приливных низин, которые в зоне аридного климата окаймляют Персидский залив, а также южную и западную окраины полуострова Синайский и именуются по-арабски «себхи». Их плоские поверхности сформированы более древними морскими отложениями арагонитового и кальцитового состава. Большое развитие среди них имеют образования цианобактериальных матов. Они во время приливов и сильных штормов заливаются морской содой, остающейся после шторма в грунтовых кавернах, трещинах, норах и ямках. Здесь вода интенсивно испаряется, и по мере ее испарения она превращается в рассол, повышающий свою концентрированность. Из него вначале выносятся Ca2+ и SO42- в форме гипса либо ангидрита, которые кристаллизуются, образуя включения в коренных породах субстрата. Это массовое загипсование (ангидритизация) способствует тому, что в рассоле становятся доминирующими ноны кальция и магния. При таком условии арагонит субстрата начинает метасоматически замещаться протодоломитом. Последний перекристаллизуется затем в доломит.

Второй способ доломитонакопления реализуется тоже на границах суши с морем и на дне и берегах лагун: это так называемая модель смешения грунтовых вод с солеными. Она основана на экспериментальных данных о нелинейности кривых растворимости при смешении разнородных растворов солей. Расчеты химиков показали, что смешение пресных метеорных (фунтовых) вод с 30% морской воды вызывает недонасыщение кальцитом при постоянном росте насыщения этой смеси доломитом. Из этого следует, что при наличии 5 -- 30% морской воды в смешанном растворе, из него может выпадать в осадок доломит. Именно таким механизмом объясняют доломитизацию на участках, где пресные воды фреатической зоны встречаются с морскими грунтовыми водами; а конкретные примеры подобных этим теперешних явлений доломитизации установлены в некоторых водоносных горизонтах полуострова Флорида (США) и острова Ямайка. Исследователи отмечают, что в вышеупомянутых условиях медленно текущий процесс минералообразования приводит к кристаллизации в открытых полостях субстрата доломитовых зерен особенно правильной формы, идиоморфных и прозрачных. Возможно, что такими способами формировались многие доломитовые комплексы на регрессивных стадиях развития морских бассейнов, когда понижение уровня морских вод восполнялось притоком из континента подземных пресных вод, разгружавшихся на морском дне.

Третий способ соответствует доломитизации глубинной. Карбонат Ca-Mg может возникнуть вследствие метасоматической доломитизации известняков, залегающих на глубинах 1 -- 4 км под покровами солей и глин. В этих случаях просачивающиеся в известняки рассолы с высоким содержанием ионов Mg2+, взаимодействуя с кальцитом известняков, превращают его в доломит. Другими мощными поставщиками магния служат смектиты глинистых пачек, трансформируемые в иллит при превращениях глин в аргиллиты.

Этот способ доломитизации получил наименование «модель формационных вод» (по М.Р. Лидеру 1986), или «образования типа гравитационно-рассольного катагенеза» (по В.Н. Холодову и А.А. Махначу). Последний из упомянутых авторов описал в подробностях такие процессы на примере вторичных доломитов раннего палеозоя Белорусской антеклизы Восточно-Европейской платформы. Вторичность упомянутых доломитов доказывается картированием их границ и стадиально-микроскопическими наблюдениями. Первое возможно при наличии густой сети буровых скважин с высокими процентами извлечения керна. Тогда удается установить, что на геологическом профиле доломитовые тела имеют причудливые формы; их границы не везде согласны со стратиграфическими реперами; некоторые пласты и пачки известняков как бы втыкаются в эти границы, а сами вторичные доломитовые тела обнаруживают признаки приуроченности к зонам разрывных нарушений с повышенной трещиноватостью пород либо к сводам антиклиналей, т.е. к тектоническим структурам, которые были благоприятны для проникновения или выжимания туда магнезиальных глубинных вод.

Стадиально-микроскопические наблюдения доказывают вторичность доломитов в случае обнаружения в шлифах реликтовых («теневых») биоморфных структур: узорчатых перегородок и ажурных сеточек, оставшихся от построек прежних кораллов или включений округлых (в поперечном сечении) и прямоугольных (в продольном срезе) монокристаллов кальцита с еле заметными признаками микроструктуры члеников криноидей (морских лилий). В обоих таких случаях можно уверенно сказать о том, что изначальный осадок был кальцытовым (либо арагонитовым). Потому что кораллы никогда не имеют и не имели доломитовых скелетов, а криноидеи не селятся в водах с ненормальной соленостью. Заместившие коралловые постройки и органогенно-детритовые их шлейфы доломиты относят (по В.Г. Кузнецову) к категории образований псевдобиогенных. Отчасти это слово применимо и к доломитам с водораслево-строматолитовыми структурами. Но только отчасти, потому что у биологов есть версия о том, что наиболее древние цианобактериальные образования могли изначально продуцировать магнезиально-карбонатные корки.

Вторичную доломитизацию можно опознать петрографически и благодаря тому, что между такими монолитными доломитовыми телами и подстилающими их или примыкающими к ним по простиранию известняками имеются переходные разности. В этих разностях наложенный характер доломитизации очевиден благодаря тому, что доломит имеет большую силу кристаллизации сравнительно с кальцитом, образуя более идиоморфные кристаллы сравнительно с кальцитовыми породообразующими компонентами.

В случаях метасоматической доломитизации в шлифе на фоне микритовых или ксеноморфных агрегатов кальцита наблюдаются идиоморфные порфиробластические включения доломитовых ромбоэдров, иногда имеющих характерное строение зонарного роста кристаллов. Для легкости их распознания литологи-нефтяники применяют лабораторный «метод прокрашивания». Он сводится к тому, что на поверхность шлифа без покровного стеклышка наносится капля HCl в смеси с красителем (рубино-красным ализарином либо обычными чернилами) и через 1 -- 1,5 мин снимается промокательной бумагой. За это время кислота успевает протравить и прокрасить кальцит, но не успевает вступить в должную реакцию с доломитом. Доломит остается бесцветным. Так можно довольно точно установить процент вторичной доломитизации, что имеет немалое практическое значение. Оно связано с тем, что ионный радиус Mg2+ меньше, чем у Ca2+. А потому объем вещества при доломитизации уменьшается, что способствует генерации вторичных пор, трещинок, микрокаверн, а это, в свою очередь, повышает проницаемость породы для углеводородных флюидов, т.е. улучшает породные коллекторские свойства. Считается, что стопроцентная доломитизация известняка повышает его пористость на 12 %. Однако снизить эту пористость могут кристаллы вторичного гипса или ангидрита, в некоторых случаях ставшие побочными продуктами процесса доломитизации.

Вот почему ответ на вопрос о том, первичен ли изученный доломит или он вторичен, имеет не просто общетеоретическое, но важное практическое значение. В том случае, если в смешанной породе (доломитовом или доломитистом известняке) нашли признаки более поздней, чем у кальцита, генерации доломитовых кристаллов, мы имеем право назвать такую породу «известняк доломитизированпый», подчеркнув тем самым генетическую сущность процесса. Но так можно называть породу только после завершения микроскопического ее исследования.

Наряду с широко распространенной постседиментационной доломитизацией в природе известны процессы раздоломичивапия. Они свойственны стадии гипергенеза -- обстановкам, когда доломиты промываются сульфатсодержащими поверхностными водами. В этих случаях в стенках обрывов породы приобретают своеобразную мучнистость на выветрелых поверхностях пластовых изломов. Там образуется порошкообразный агрегат MgSO4. Он обусловливает слабую связанность доломитовых ромбоэдрических кристалликов. В отдельных случаях формируются целые прослои вторичной рыхлой «доломитовой муки» -- сыпучего желтовато-белого агрегата мельчайших корродированных доломитовых кристалликов.

Возвращаясь к обзору стадийности формирования доломитов, скажем несколько слов о геологическом эволюционировании этих процессов. Размышляя над причинами возрастания частоты встречаемости и мощностей осадочных тел. сложенных этими породами по мере их укрупнения, можно было бы предположить, что такой эффект связан исключительно с доломитизацией известняков на стадиях катагенеза, процессам которого подвергались породы тем сильнее, чем дольше они находились в состоянии глубокого погружения. В действительности этот фактор имел немаловажное значение, но им проблема не исчерпывается. Дело в том, что среди раннепалеозойских и докембрийских толщ гораздо чаще, чем среди осадков четвертичного периода, находятся доломиты с признаками первых двух описанных выше способов формирования -- на стадии седиментации либо раннего диагенеза.

Палеогеографические исследования отложений карбона центральных участков Русской плиты, выполнявшиеся в середине XX в. под руководством выдающегося палеоэколога Р. Ф. Геккера сотрудницами Палеонтологического института АН СССР Т. Н. Вельской и А. И. Осиновой в 1977 г., доказали, что в каменноугольном периоде залившее Восточно-Европейскую платформу море было чрезвычайно мелководным (аналогов подобных плоскодонных бассейнов с такими огромными площадями сейчас не существует) -- как выражаются в русских поговорках, буквально «воробью по колено». Между отмелями и островами, заросшими папоротникообразной растительностью, глубины проливов колебались от первых метровдо 10 -- 25 м. Горизонтальная циркуляция вод была чрезвычайно затруднена. Испарение в жарком климате делало свое дело. Свершались процессы доломитообразования, подобные современным себкховым, но на территориях в сотни раз более обширных.

Кроме того, обращаясь к раннему палеозою и докембрию, академик Н.М.Страхов указывал, что в те времена давление СО; в атмосфере было выше настоящего, а щелочной резерв в водах морей был очень высок, вследствие чего малейшее нарушение равновесия в системе, провоцируемое повышением рН, могло влиять на непосредственную осадку доломита из воды.

Подводя итог, профессор В. Г. Кузнецов заключил, что доломиты в докембрии и палеозое формировались в обширных надплатформенных морях, в том числе в их центральных частях. А в мезозое и особенно кайнозое их образование в значительной степени сместилось к прибрежной зоне -- в лагуны, полуизолированные заливы и озера аридных климатических поясов[1].

Модели доломитизации по М. Р. Лидеру

Доломитовые породы и частично доломитизированные известняки очень широко распространены в геологических разрезах, хотя в наше время известны лишь два примера первичного выпадения в осадок доломита. В одном из этих случаев в мелком эвапоритовом озере Дип-Спринг, США, содержится осадок с мельчайшими (< 1 мкм) идиоморфными кристалликами доломита. Датированием по 14С доказано, что они росли с удивительно малой скоростью - 0,09 мкм за 1 млн лет. В большинстве других случаев в условиях дневной поверхности кристаллы с такой малой скоростью роста были бы поглощены другими осадочными минералами и составили бы ничтожную часть накапливающегося осадка.

Другой пример, где предполагается первичное выпадение в осадок доломита, относится к лагуне Куронг в Австралии. Здесь в системе изолированных озер с периодически образующимися рассолами, доломит выпадает из щелочных вод во время засушливых периодов. Сама вода этих озер формируется при выходе на поверхность соленых грунтовых вод. Доломит отлагается из пересыщенного рассола в виде желатиноподобных пятен, по виду напоминающих кисломолочную пенку, но точный механизм и время его выделения остаются невыясненными. Тонкозернистый доломит ассоциируется с водорослевыми матами, кремнистыми образованиями, затвердевшими корками и полигональными трещинами усыхания, но в отличие от доломита себя он не связан с эвапоритовыми осадками, модель доломитовых фаций лагуны Курона была использована для объяснения ряда особенностей протерозойской доломитовой формации Северной территории Австралии.

Необычайная редкость первичной кристаллизации доломита в настоящее время может привести к выводу, что вода современных морей сильно недонасыщена в отношении этого минерала. Однако этот вывод ошибочен. Рассмотрим следующую обратимую реакцию: 

Са2+ + Mg2+ + 2 СО32- =CaMg(CO3)2.

доломит

Если даже допустить некоторую неопределенность, константа равновесия Kdol и произведение ионной активности в морской воде IAPdol будут иметь следующие значения:

Kdol? 10-16,7 ? [Са2 +][Mg2 +][СО32-]2,

IAPdol ? 10-15,0,

показывающие, что морская вода в отношении доломита перенасыщена, и, следовательно, доломит должен из нее выделяться в широких масштабах. Более того, рассмотрев реакцию

Са2+ + CaMg(CO3)2-Mg2+ + 2CaCO3,

доломит кальцит

откуда K = 0,67 = [Mg2 +]/[Ca2 +], можно показать, что доломит в морской воде оказывается даже более устойчивым, чем арагонит и кальцит. В морской воде [Mg2 +]/[Са2 +] = 5,7. Это свидетельствует о том, что обратимая реакция, приведенная выше, протекает спонтанно до достижения равновесия, т. е. что карбонатные осадки в контакте с первичной морской водой должны доломитизироваться.

Несоответствие наблюдаемых данных и теоретического поведения доломита в морской воде породило загадку, названную «проблемой доломита». Неспособность доломита к выпадению в осадок из морской воды должна быть вызвана какими-то трудностями кристаллизации, т. е. кинетическим фактором. По-видимому, в случае доломита эти затруднения связаны с чрезвычайно правильным строением кристаллической решетки (см. рис. 1), состоящей из чередования слоев ионов Са2 + , СО32-, Mg2+, СО32- и т.д. Ионы Са2 + и Mg2 + имеют настолько близкие размеры и свойства (Са= 1,08 A, Mg = 0,80 А), что во время кристаллизации они конкурируют из-за места в решетке. При обычных поверхностных температурах при быстром спиральном росте возникает магнезиальный кальцит (рис. 1, а). Для роста доломита по типу «слой за слоем» требуются особые условия (рис. 1, б). По-видимому, к ним относятся медленный рост и разбавленные ионные растворы (см. ниже).

Рис. 1. а-спиральный рост высокомагнезиального кальцита в растворе бикарбоната, содержащем Са2 + и Mg2 +; б-рост кристалла по типу «слой за слоем», при котором из того же раствора образуется доломит.

Попытки выделить доломит в экспериментальных условиях при температуре дневной поверхности приводят к образованию магнезиальных кальцитов, в решетке которых отсутствует упорядоченность, присущая решетке настоящего доломита. Однако в некоторых случаях при определенных условиях в ходе первичной кристаллизации или при изменении ранних арагонита и кальцита может быть получена метастабильная форма доломита. Образованные таким путем протодоломиты правильнее будет определить как «метастабильные» однофазовые ромбоэдрические карбонаты, по составу отклоняющиеся от доломита, стабильного в данной обстановке, или являющиеся не полностью упорядоченными или характеризующиеся обоими этими признаками, т.е отличающиеся от доломита и по составу, и по упорядоченности, но обладающие высокой степенью катионного порядка, что однозначно доказывается присутствием линий упорядоченности на рентгеновских дифрактограммах. В реакциях замещения протодоломиты появляются в качестве предшественников доломита. В действительности же протодоломиты представляют собой кальциевые доломиты с избытком Са2 + в решетке (Ca1,05Mg0,95(СО3)2. Для выпадения в осадок чистого доломита в экспериментальных условиях требуются высокие (более 200°С) температуры.

Обсудив различного рода трудности химического характера, с которыми связана непосредственная кристаллизация доломита из морской воды, вернемся к рассмотрению трех основных механизмов вторичной доломитизации, предложенных в последние годы. Для краткости они названы эвапоритовой моделью остаточного рассола, моделью смешения пресных и морских грунтовых вод и моделью формационных вод.

Эвапоритовая модель остаточного рассола основана на изменениях химического и минерального составов, наблюдаемых непосредственно под поверхностью обширных надприливных низин, широко развитых по окраинам Персидского залива и называемых себхами. В осадках себх широко распространена доломитизация, проявляющаяся в замещении арагонитового осадка тонкозернистым протодоломитовым глинистым материалом. Анализы поровых вод из различных пунктов, расположенных выше поверхности себхи (на лагунной внутренней равнине, рис. 2), обнаруживают закономерные измерения химизма, указывающие на существенный вынос ионов Са2 + и SO42- в форме гипса, сопровождающийся массовой доломитизацией зерен арагонита, являющихся ранним лагунным осадком. Гипс кристаллизуется в виде гнезд в доломитизированных карбонатах. Химические изменения, завершающиеся доломитизацией, вызваны нарастанием концентрации солей в морской воде за счет испарения (д18О = + 3 ? +7) через поры на поверхности себхи. Восполнение поровых вод происходит периодически благодаря затоплениям себхи во время штормов. Поровое пространство на площадях, наиболее удаленных от лагуны, восполняется реже, поэтому здесь отмечаются самые высокие концентрации Mg2 +

Рис. 2. Зависимость между молярной концентрацией ионов, молярным отношением Mg2+:Са2+ и концентрацией рассола в себхе. Абу-Даби [453].

Из приведенных данных, очевидно, следует, что кинетические препятствия на пути кристаллизации доломита из раствора преодолимы в системах с высокоупорядоченным отношением Mg:Са, что облегчает метасоматическую доломитизацию предшествующего ей СаСО3 Отношение Mg : Са в некоторых частях себхи до 10 и более Возрастание отношения Mg : Са до таких размеров возможно только при массовом выносе Са2 + в форме эвапоритового гипса и ангидрита. Вероятно, вынос SO42- в любом случае должен быть существенным, так как доломит под действием грунтовых вод, обогащенных SO4 растворяется (см. ниже) [2].

Примеры доломитизации из растворов себх широко распространены в геологических разрезах разных возрастов, однако после появления рассматриваемой модели в начале 60-х годов она без разбора стала применяться к древним доломитовым формациям, которые едва втискивались в узкие рамки этой гипотезы [3]. Особенно натянутыми выглядели представления о подземном просачивании или подтоке рассолов с высоким отношением Mg : Ca, которые могли якобы доломитизировать обширные площади вадознои и частично фреатической зоны. Такого рода представления пытались применить огульно даже тогда, когда среди мощных региональных доломитовых толщ наблюдались лишь единичные убогие прослои эвапоритов.

Модель смешения грунтовых вод, призванная объяснить доломитизацию, была новым словом в этой области и дала готовое и разумное объяснение многочисленным примерам регионально развитых толщ древних доломитов, что не удавалось сделать с помощью модели себхи. С этих позиций стали понятны очень низкие отношения Mg : Са, наблюдаемые в формационных водах (обычно от 1 : 2 до 1 : 4). Модель основана в принципе на нелинейности кривых растворимости при смешении разнородных растворов (рис 3) [4].

Рис. 3. Гипотетическая кривая растворимости, показывающая, как смешение вод, недонасыщенных минеральной фазой х(А-В), может привести к перенасыщению (С) и как смешение перенасыщенных вод (D и Е) может вызвать недонасыщение [4].

Экспериментальные данные по растворимости карбоната кальция в зависимости от добавления солей показывают, что смешение растворов, которые отличаются только по содержанию растворенных электролитов, может вызвать либо выпадение осадка, либо растворение. Для доломитизации [5] расчеты показывают, что смешение метеорных грунтовых вод (существенно пресных) с 30% морской воды вызывает недонасыщение в отношении кальцита, тогда как насыщение доломитом непрерывно растет (рис 4). Следовательно, при наличии5-30% морской воды в смешанном растворе может происходить замещение кальцита доломитом или первичное выпадение доломита в осадок. Способность смешанного раствора вызывать образование доломита следует связывать с ионным разбавлением как результатом смешения (рис. 5). Следует, например, заметить, что при разбавлении одной части рассола себхи девятью частями обычной речной воды отношение Mg : Ca уменьшится с 7 : 1 только до 6 : 1. Полагают, что такое резкое ионное разбавление вызывает медленную кристаллизацию доломита, способствующую полной упорядоченности, необходимой при формировании кристаллической решетки доломита по типу «слой за слоем» [6].

Рис. 4. Смешение атмосферной пресной воды с морской водой может вызвать доломитизацию в зоне E--30% морской воды), недонасыщеной в отношении кальцита и перенасыщенной в отношении доломита [6]

Рис. 5. Гипотеза Фолка и Ланда о влиянии солености и отношения Mg. Ca на размер и стабильность кристаллов доломита.

Большое преимущество рассматриваемой модели состоит в том, что с ее помощью удается объяснить широкомасштабное развитие доломитизации на участках, где пресные воды фреатической зоны встречаются с морскими грунтовыми водами. Примеры современной доломитизации такого рода известны в водоносных горизонтах Ямайки и Флориды. Существует, по видимому, множество примеров такой доломитизации в древних отложениях, особенно в горизонтах, связанных с регрессивным осадконакоплением и падением уровня моря. Кристаллы и микрокристаллы доломита (для которого предполагается образование в результате смешения вод), растущие в открытых полостях, имеют правильную форму, прозрачны и идиоморфны. Благодаря медленной и спокойной кристаллизации их состав характеризуется стехиометрией. Они облегчены изотопом 18О и растворяются в разбавленной соляной кислоте гораздо медленнее, чем кристаллы доломита из себхи, которые образуются при быстром неправильном росте, проходя предварительную стадию протодоломита. Фолком и Ландом [7] они были удачно названы прозрачными доломитами. Интенсивный вынос Mg2 + из грунтовых вод с образованием этих доломитов частично может обусловить низкое содержание Mg2+ в формационных водах, хотя для объяснения этого факта можно предложить и другие механизмы.

Последняя модель доломитизации, модель формационных вод, отработана еще не полностью, но, вероятно, она будет иметь некоторое значение для случаев, когда в глубоко погребенные пласты известняков поступают поровые воды, отжатые из аргиллитов. Высвобождение Mg2+ и Fe2+ из монтмориллонитовых глин при их переходе в иллитовые может вызвать доломитизацию или анкеритизацию предшествующих кальцитовых минералов, а также выделение доломитового или анкеритового цемента, если имеется источник ионов Ca2 + и СО32-, например, при окислении органического вещества. Такой доломит, по-видимому, всегда бывает железистым, а в связи с участием в его образовании метана, бедного изотопом 13С, или вследствие реакций декарбоксилации, вызванных нагревом, сам характеризуется резко отрицательным коэффициентом д13С. Так как доломит образуется в ходе реакций глубокого погружения, в нем должны проявляться структурные признаки позднего выделения из раствора или замещения других минералов.

Интересный, но относительно редкий случай доломитизации представляет собой тонкое переслаивание доломита и кальцита, имеющее место во многих древних строматолитах, где доломит концентрируется в темноокрашенных преимущественно водорослевых слоях. По-видимому, водорослевые нити предпочтительнее накапливают Mg2+ и, очевидно, не без помощи бактерий способствуют выпадению в осадок высокомагнезиального кальцита. В восстановительной среде в пределах отмершей части строматолита при высоком рН происходит переход СО2, образованного путем фотосинтеза или распада водорослей, не в HCO3-, а в СО32-. Выпадению доломита, следовательно, способствует высокая щелочность. Важная роль щелочности в кристаллизации доломита иллюстрируется хотя бы тем фактом, что и в лагуне Куронг, Австралия, и в лагунах Бонэр, Антильские острова, образование доломита происходит из рассолов с высоким содержанием СО32- , тогда как в обычной морской воде ион НСОз количественно превосходит ион СО32-, и поэтому последнего недостаточно для участия в построении решетки доломита (рис. 6).

Рис. 6. Изменение соотношения компонентов щелочности морской воды в зависимости от рН.

Этот раздел мы закончим, коснувшись некоторых других моментов, связанных с доломитизацией. Имея дело с доломитовой породой в прозрачном шлифе, исследователь должен внимательно искать признаки замещения, такие, как «теневые структуры» или замещенные аллохемы. При образовании доломита в частично закрытой системе (без привноса СО32-) в результате замещения известняка и миграции избытка Ca2 + должно происходить уменьшение объема, так как плотность доломита больше плотности кальцита (2860 кг • м-3 2720 кг • м-3 соответственно). При этом должна появиться характерная межзерновая пористость в объеме около 10%. Признаками многостадийного формирования доломита могут служить линии остановки роста внутри кристаллов (рис. 7). Если доломит ранней генерации был железистым, то пленки окислов железа на поверхностях остановки роста будут свидетельствовать о том, что минерал временно находился в окислительной среде. Растворение доломита и замещение его кальцитом - так называемая дедоломитизация (рис. 7, г, д) - обычно развиваются там, где доломитовые породы были промыты вадозными атмосферными водами, обогащенными ионами SO42-. Такая обстановка часто встречается под выщелоченными эвапоритовыми толщами, наиболее типичные примеры которых известны в юрских отложениях центральной части Аравийского полуострова и в цехштейне Европы. По всей вероятности, сульфат-ионы способствовали переводу доломита в раствор и кристаллизации кальцита. Здесь мы имеем дело с обратной стороной отмеченного выше явления, когда речь шла о том, что выделение SO42- в виде гипса служит предварительным условием доломитизации.

Рис. 7. Схематический разрез через незамкнутый прибрежный водоносный горизонт. Виден подток метеорных вод к морю и зона их смешения с морскими подземными водами [8]. УВВ - уровень высокой воды; УМВ - уровень малой воды

Эвапоритовый седиментагенез в истории земли

Эвапоритовое осад кона копление, связанное с процессами испарения морских и континентальных вод, формированием рассолов различной концентрации и разного состава и их воздействием на диагенетические и эпигенетические преобразования осадков и пород, а также на образование рудных и нерудных месторождений полезных ископаемых, исключительно широко развито в природе и отличается большой сложностью и разнообразием. Только в последние годы в результате глобальных обобщений материалов по эвапоритовым бассейнам и фундаментальных геохимических и физико-химических исследований стало выясняться не только значение эвапоритового процесса в общем круговороте веществ на Земле, но и его влияние на многие процессы осадочного породообразования и рудообразования, в том числе на карбонатонакопление, доломитообразование, фосфатонакопление, формирование залежей калийных солей, углеводородов, железных руд, руд цветных металлов. Имеющиеся в настоящее время данные позволяю т наметить общие черты этапности эвапоритового седиментогенеза в истории Земли и выделить в каждом из этапов характерные особенности, свидетельствующие об эволюции палеогеографических, палеотектонических и физико-химических обстановок седиментации в геологической истории.

История эвапоритового седиментогенеза достаточно отчетливо подразделяется на шесть этапов, отличающихся различной продолжительностью и характерными только для них особенностями размещения эвапоритовых бассейнов и поясов осадконакопления: архейско-средне-протерозойский, позднепротерозойский, венд-палеозойский, триасово­юрский, мел-палеогеновый, неоген-современный. Рассмотрим наиболее важные черты палеогеографических и палеотектонических условий эвапоритовой седиментации каждого этапа, на основе которых можно выяснить основные закономерности эволюции галогенного осадконакопления в истории развития Земли.

Архейско-среднепротерозойский этап. Проблема эвапоритового осадконакопления в архейское и протерозойское время тесно связана с решением гораздо более сложной проблемы первичного состава вод до кембрийских морских бассейнов, потому что от этого будет зависеть состав и последовательность выпадения осадков при сгущении морской воды в процессе испарения. Существующие представления о составе архейско-раннепротерозойской морской воды основываются на различных предложениях и весьма противоречивы. Наиболее широкое признание в настоящее время имеет предположение, что архейские океаны не должны были содержать растворенный сульфат, а катионы должны были балансироваться СГ и НСОз, причем в отличие от современной морской воды концентрация НСОз могла быть выше примерно в четыре раза, в значительном количестве могло присутствовать растворенное железо, а содержание кальция и магния было повышено. Трудно сказать, какого состава получились бы эвапоритовые осадки при испарении такой океанской воды. Но в случае возникновения благоприятных геологических условий в эвапоритовых бассейнах архея могли бы накапливаться карбонатные и соленосные бессульфатные отложения.

При определении обстановок существования эвапоритовых бассейнов осадконакопления в архее и раннем протерозое большое значение имеет климатическая зональность и возможность установления аридных зон на континентах. Важно в этой связи отметить, что положение климатических зон на континентах зависит не только от общих закономерностей в циркуляции атмосферы и направлений морских течений в гидросфере, но и от размеров самих континентов и пространственного их положения относительно друг друга и экватора. Поскольку, как сейчас предполагается, размеры континентов в докембрии могли быть значительно меньше современных, то условия для эвапоритовой седиментации на тех из них, которые располагались в древних аридных зонах, должны были быть менее благоприятными, чем в фанерозое. Подобное допущение позволяет предположить, что геологические обстановки архея и раннего протерозоя способствовали существованию таких эвапоритовых бассейнов, которые находились преимущественно на карбонатной стадии развития. В этих бассейнах создавались благоприятные условия для формирования доломитовых отложений.

Поэднепротерозойский этап. В настоящее время можно с достаточной уверенностью говорить о существовании бассейнов эвапоритового сульфатонакопления, начиная с 2 млрд лет, когда в водах Мирового океана, по-видимому, уже сформировался сульфатный резервуар. Однако широкое развитие эвапоритовых отложений документально зафиксировано со среднего рифея (приблизительно со времени 1,3 млрд лет). Заведомо эвапоритовые бассейны рифейского возраста выявлены сейчас во многих регионах Земли. Два из них -- Маккензи, и Коппермайн -- находились на северо-западе Канады в Скалистых горах и на окраине Канадского щита, один -- Гренвильский -- на юго-востоке Канады, еще один -- Баффиновский -- в пределах Канадского Арктического архипелага, два -- Туле и Мёркебьерг -- на севере Гренландии, один -- Амадиес -- в Австралии. Кроме того, значительное количество сульфатопроявлений установлено во многих районах Западной, Северной и Восточной Австралии. Во всех этих бассейнах развиты мощные сульфатные толщи, имеющие региональное распространение. В бассейне Амадиес глубокими скважинами вскрыты пласты каменной соли в составе формации Биттер-Спрингс, возраст которых древнее 1170 млн лет. Состав и строение сульфатоносных и соленосных рифейских толщ однозначно свидетельствуют об их эвапоритовом происхождении за счет испарения морских вод. Карбонатных эвапоритовых бассейнов в позднем протерозое существовало достаточно много. Большое их число намечается в раннем, среднем и позднем рифее по окраинам Сибирского кратона, на Южно-Китайской и Северо-Китайской платформах, в пределах периферийных зон Северо-Американской и Африкано-Аравийской плит, в Австралии, в Южной Америке, на Урале. Можно предположить, что в этих бассейнах возникали благоприятные условия для формирования не только доломитовых, но также и магнезитовых и магнеэит-доломитовых эвапоритовых отложений. Эвапоритовые бассейны позднего протерозоя, как правило, располагались на окраинах древних континентов и были широко связаны с открытыми морями, что и определяло длительное накопление в них осадков либо карбонатной, либо сульфатной стадий развития эвапоритовой, седиментации. В очень редких случаях, как это имело место для бассейна Амадиес, эвапоритовый водоем находился в глубине достаточно крупного континента и соединялся с океаном протяженным промежуточным бассейном, что создавало необходимые условия для достижения в этом водоеме галитовой стадии эвапоритовой седиментации.

В целом можно отметить, что позднепротерозойская эпоха была вполне благоприятна для эвапоритового осадконакопления, но палеогеографические и палеотектонические обстановки, связанные в первую очередь с небольшими размерами континентальных плит и их расположением в пределах обширных океанских пространств, препятствовали образованию большого количества солеродных бассейнов и способствовали формированию главным образом карбонатных и сульфатных бассейнов эвапоритовой седиментации.

Венд-палеозойский этап фиксирует в геологической истории первый крупный цикл эвапоритового морского соленакопления, связанный с закономерными изменениями палеогеографических и палеотектонических обстановок эвапоритовой седиментации. Наиболее грандиозный по размерам эвапоритовый бассейн вендского возраста, в пределах которого преобладала карбонатная седиментация, существовал на территории Сибирской платформы, но в отдельных районах (в Иркутском амфитеатре, Ангаро-Ленском прогибе, Прианабарье, Березовской впадине) накапливались сульфатные осадки и иногда каменная соль. Серия небольших по размерам сульфатных эвапоритовых бассейнов оконтурена вдоль северных и западных окраин Канадского щита, начиная от Гренландии и кончая бассейном р. Маккензи в Скалистых горах. Эвапоритовыми были крупные бассейны Антиатласа на северо-западе Африки и Месопотамский вдоль северного склона Аравийского щита. Вендские сульфатоносные бассейны выделяются также в Австралии (Амадиес), на Южно-Китайской и Северо-Китайской платформах. Все эти эвапоритовые бассейны представляли собой эпиконтинентальные водоемы, располагавшиеся преимущественно по окраинам континентов. Они отделялись от океана системами островов и крупных поднятий, иногда протягивающихся на сотни километров вдоль древних кратонов.

В кембрийском периоде существовали такие огромные солеродные бассейны, как Восточно-Сибирский, Ирано-Пакистанский и Маккензи, которые либо занимали значительную часть континентальных плит, либо были окраинными морями на периферии крупных кратонов. Они отделялись от открытого океана промежуточными бассейнами архипелагового типа, охватывавшими широкую область, состоящую из системы островов, зон мелководья, полуизолированных водоемов, соединенных между собой проливами. В ордовике, силуре и особенно отчетливо в девоне соленосные бассейны (Каннинг, Мичигано-Предаппалачский, Западно-Канадский, Гудзоновский, Восточно-Европейский, Северо-Сибирский, Чу-Сарысуйский, канадского Арктического архипелага и др.) стали занимать иное палеогеографическое положение. Они располагались хотя и в окраинных участках, но внутри континентов, и были типичными внутренними морскими водоемами. Связь их с океаном осуществлялась через промежуточные бассейны барьерного типа, которые представляли собой зоны островов, карбонатно-эвапоритовых и карбонатных плато с рифтогенными массивами и другими карбонатными сооружениями. Еще дальше в глубине континентов стали располагаться каменноугольные и пермские бассейны соленакопления, которые в своем большинстве были типичными внутренними морями. С океанами они соединялись, как правило, узкими и протяженными проливами. Такими были бассейны: Виллистонский, Маритайм, Парадокс и Игл, Амазонский, Центральноевропейский, Восточно-Европейский, Мидконтинента и др. Во второй половине палеозоя наряду с морскими соленосными бассейнами появляются континентальные, типичным примером которых является Чу-Сарысуйский.

И так, на протяжении венд-палеозойского этапа принципиально изменялись палеогеографическое положение и конфигурация соленосных бассейнов, а также характер их связей с открытым океаном. Это зависело от того, как размещались: на Земле океаны, континенты и моря и какими были размеры суши. В геологической истории от венда до перми фиксируется общее увеличение континентальных масс и последовательное объединение разрозненных материков в единый крупный континент -- Пангею. Одновременно с этим процессом происходило закономерное смещение бассейнов, эвапоритовой седиментации в глубь континентов, в пределы все более обширных аридных областей суши.

Подобные изменения палеогеографических и палеотектонических обстановок эвапоритового осадконакопления были причиной необратимых качественных преобразований морского соленакопления. На протяжении от венда до карбона, когда эвапоритовые бассейны, как правило, располагались на окраинах континентов и имели широкие и свободные связи с океаном, эвапоритовая седиментация во всех бассейнах сопровождалась сульфатно-кальциевым (гипсовым) осадконакоплением и хлоридным соленакоплением. В пермскую эпоху, когда существовали крупные солеродные бассейны' внутри континентов, а их связи с открыты ми морями были затруднены, в них впервые создались благоприятные условия для эпсомитового и гексагидритового осадконакопления, что способствовало образованию кизеритсодержащих отложений, а также накоплению бишофитовых осадков.

Триасово-юрский этап. С триасового периода начался новый крупный мезозойско-кайнозойский цикл эвапоритового морского соленакопления, связанный с последовательным расколом Пангеи, образованием Тетиса и Атлантического океана и соединенных с ними обширных зон эвапоритового осадконакопления в аридных областях прилегающих континентов. В позднем триасе--ранней юре в центре Пангеи сформировалась огромная область эвапоритовой седиментации, охватывающая северо-западные и западные районы Африки, значительную территорию Западной Европы и Северной Атлантики, а также шельфовую зону Северной Америки от Ньюфаундленда до Кубы. Здесь существовала серия связанных между собой крупных, средних и мелких солеродных бассейнов, которых сейчас более 35.

Эвапоритовая область Центральной Пангеи была уникальной по своим размерам в истории фанерозоя. Она занимала площадь более 10 млн км2, которая в виде изогнутой зоны, сужающейся на юго-запад и расширяющейся на северо-восток и восток, вдавалась более чем на 5000 км в глубь континента. Солеродные бассейны, несмотря на то что некоторые из них были сильно удалены от открытого океана, по-видимому, имели хорошие связи с Тетисом через широкую область карбонатно-эвапоритового плато, где имелось значительное число достаточно глубоких проливов. Возможно, серия проливов, приуроченных к крупным трансформным разломам, таким, как Бискай-Лабрадорский и Нью фаундленд-Гибралтарский, соединяла солеродные бассейны между собой, а также некоторые из них с открытым морем. Бассейны соленакопления представляли собой эпиконтинентальные и акраинно-континентальные моря. Промежуточная область эвапоритово-карбонатного плато занимала шельфовую зону океана Тетис, имевшую ширину свыше 1000 км. Вдоль южной и юго-западной окраин Тетиса на территории восточной периферии Африкано-Аравийского континента в позднем триасе и ранней юре находился еще один пояс эвапоритовой седиментации, в состав которого входила серия весьма значительных по размеру прибрежных сульфатоносных и соленосных бассейнов. Наиболее крупными из них были Месопотамско-Аравийский, Сомали-Эфиопский, Мандера-Лук, Сакамена, Мондава и Мозамбикский. Пояс протягивался более чем на 7000 км. Эвапоритовые бассейны были окраинно-континентальными и имели хорошие связи с океаном.

На северо-восточной окраине Тетиса в пределах Южно-Китайского кратона на протяжении длительного времени триасового периода существовал обширный Верхне-Янцзыйский солеродный бассейн, отделявшийся на юге от открытого моря зоной островов и поднятий, разделенных проливами, через которые морские воды поступали в эвапоритовый водоем. Еще одна область эвапоритовой седиментации триасово-раннеюрского времени выделяется на западе Северо-Американского континента. Она включала ряд солеродных бассейнов, приуроченных к Виллистонской впадине и Мидконтиненту и связанных морским питанием с Тихим океаном.

В целом все триасовые и раннеюрские солеродные бассейны, как выясняется, имели достаточно хорошие и свободные связи с открытым океаном, что, по-видимому, и предопределило формирование в них соленосных-отдожений только хлоридного состава.

Во вторую половину ранне-юрского времени в связи с последовательным раскрытием Тетиса постепенно все более сокращалась эвапоритовая область Центральной Пангеи, а бассейны соленакопления смещались на запад в пределы Мексиканского залива. Позднеюрская эпоха фиксирует новый этап качественного изменения обстановок эвапоритового осадконакопления в фанероэое. В конце поздней юры после раскрытия Тетиса сформировались два глобальных пояса эвапоритовой седиментации, приуроченные к окраинным морям Гондваны и Лавразии. Вдоль широких шельфовых зон этих континентов параллельно Тетису возникла протяженная система изолированных морских водоемов, отделявшихся от океана крупными островами и областями суши, участками мелководного карбонатного, нередко рифогенного осадконакопления. Северный глобальный пояс эвапоритовой седиментации простирался почти на 12000 км от районов Центральной и Средней Азии до Великобритании, а затем от Ньюфаундленда и Шотландии до Мексиканского залива вдоль Северной Америки.

Гораздо более протяженным был южный пояс эвапоритовой седиментации, который протягивался более чем на 20000 км от северо-восточных районов Африки через Аравийский полуостров и Северо-Западную Африку, северо-восточные и северные районы Южной Америки в пределах Бразилии, Венесуэлы и Колумбии до Чилийских Анд и верховьев Рио-Негро в Аргентине, на западе Южной Америки. Этот пояс полукольцом охватывал прибрежные и шельфовые зоны Гондваны, прилегающие к Тетису и Тихому океану.

Перечисленные позднеюрские эвапоритовые бассейны северного и южного поясов были либо эпиконтинентальными водоемами, располагавшимися недалеко от акватории океанов, либо занимали мелководные обширные участки побережья и шельфовых зон. Они имели периодические широкие связи с открытым морем. Солеродные бассейны, как правило, отделялись от океана архипелагами островов и карбонатно-эвапоритовых плато, где формировались крупные органогенные карбонатные сооружения барьерного типа. Во всех бассейнах накапливались исключительно хлоридные соленосные отложения.

Кроме поясов морской эвапоритовой седиментации, в поздней юре хорошо оконтуривается в центре Южной Лавразии на территории Монголии область континентального озерного эвапоритового осадконакопления. Позднеюрские озерные водоемы, в которых накапливались гипсоносные осадки, существовали в Предалтайском и Монголо-Гобиалтайском прогибах.

Мел-палеогеновый этап. Меловой период -- важный рубеж в истории фанерозойского эвапоритового осадконакопления. Он фиксирует появление в солеродных водоемах характерных только для раннего мела тахгидритсодержащих отложений, которые почти одновременно накапливались в бассейнах Южно-Атлантическом, Кхорат и Сакон-Накхон. Центры эвапоритовой седиментации в меловом периоде сместились в Южную Атлантику, на юг и юго-восток Евразии в пределы Средней и Центральной Азии, Южно-Китайского и Индо-синийского кратонов, а также на территорию протяженного пояса, простирающегося вдоль западной окраины Южной и Северной Америки.

Особенно грандиозным по своим размерам был Южно-Атлантический солеродный бассейн, протягивающийся с юга на север более чем на 2500 км в глубь Гондваны и отделявшийся от открытого океана на юге поднятиями Рио-Гранди и Китового хребта. В настоящее время две половины этого единого солеродного бассейна отделены друг от друга, расположены в прибрежных и шельфовых зонах на противоположных окраинах Атлантического океана и выделяются в качестве самостоятельных современных Восточно-Бразильского и Габон-Ангольского бассейнов. В северной, наиболее удаленной от морского питания части Южно-Атлантического бассейна возникла благоприятная обстановка для осаждения бишофитовых и тахгидритовых осадков эвтонической стадии хлоридного соленакопления, физико-химические и палеогеографические условия седиментации которых остаются окончательно не расшифрованными.

Западно-Американский пояс меловой эвапоритовой седиментации простирался почти на 15000 км вдоль тихоокеанского побережья Южной и Северной Америки от Патагонии на юге до районов Мидконтинента в США на севере. Здесь существовала наряду с бассейнами сульфатонакопления целая серия связанных с Тихим или Атлантическим океанами солеродных бассейнов, среди которых можно отметить Неукен и Чиапас. Бассейны соленакопления, как правило, располагались в тупиковых участках крупных заливов, далеко вдающихся в сушу.

Обширный эвапоритовый пояс Южной Евразии протягивался более чем на 6000 км, простираясь параллельно северной окраине Тетиса и охватывая области континентального и прибрежного эвапоритового осадконакопления в пределах Средней Азии, Южной Монголии, Северного и Северо-Западного Китая, а также морской эвапоритовой седиментации на площадях Южно-Китайской платформы и Индо­китая. В западной половине этого пояса преобладало сульфатонакопление в крупных эпиконтинентальных, прибрежно-морских и континентальных озерных водоемах. На территории Южно-Китайского кратона (включая Индокитайский субконтинент) в позднемеловое время формировалось значительное количество сравнительно небольших солеродных бассейнов, таких, как Индокитайский, в котором эвапоритовая седиментация достигала эвтонической стадии хлоридного соленакопления и где накапливались не только калийные соли, но и тахгидритовые породы. Еще один пояс эвапоритового осадконакопления в меловом периоде располагался вдоль южной окраины Тетиса, занимая прибрежные и шельфовые зоны северных частей Африки, Аравии и Индостанского полуострова, где в ряде бассейнов периодически осаждались сульфатные и сульфатно-карбонатные отложения.