Карбонатные породы или карбонатолитыКарбонатными породами, или карбонатолитами называются осадочные образования, более чем наполовину состоящие из карбонатных минералов: кальцита, арагонита, доломита, сидерита, магнезита, анкерита и др. Некоторые карбонатные породы традиционно относят к другим группам пород: родохрозитолиты – к марганцевым рудам, или манганолитам, соду (натриевый карбонат Na2 CO3 x10 H2 O) – к солям, или эвапоритам. По распространенности в стратисфере карбонатолиты занимают второе место и составляют около 20% осадочной оболочки Земли, уступая лишь глинам. Основной классификацией карбонатолитов является минералогическая, все карбонатолиты разделяются на: 1) известняки, сложенные кальцитом или арагонитом; 2) доломиты или доломитолиты, сложенные доломитом (по фамилии Доломье Деодат – франц. геолог и минералог); 3) сидериты или сидеритолиты, состоящие из сидерита; 4) магнезиты или магнезитолиты, состоящие из магнезита, и некоторые другие более редкие породы: 5) анкериты или анкеритолиты (из анкерита по фамилии Анкер Матиус – австрийский минералог – Са (Fe,Mg)[CO3]2), 6) родохрозиты (от греч. роза и цвет) или родохрозитолиты, если рассматривать их в составе карбонатных пород Далее минералогические типы карбонатных пород разделяются уже по структуре.
Структурно-генетическая классификация карбонатных пород I. Органогенные (пелитоморфные) А. Биоморфные (жизнеподобные) 1. Биогермные (рифовые) а) коралловые б) мшанковые в) водорослевые 2. Цельнораковинные а) крупнораковинные (ракушняки) - брахиоподовые - пелециподовые - гастроподовые и др. б) мелкораковинные -фораминиферовые (фузулиновые, глобогериновые, нуммулитовые и др.) - остракодовые Б. Детритовые (органогенно-обломочные) 1. Брахиоподовые 2. Пелециподовые 3. Мшанковые 4. Криноидные и др.
II. Зернистые (хемогенные) 1. Микрозернистые, мелкозернистые 2. Оолитовые и пизолитовые III. Обломочные IV. Измененные 1. Перекристализованные 2. Гранулированные 3. Копрогенные 4. Замещения
Некоторые пояснения к классификации: 1) Детритовые, или детритусовые (органогенно-обломочные) известняки состоят из обломков скелетных остатков организмов, в отличие от обломочных известняков, преимущественно неокатанных, или из разобщенных при отмирании неделимых, составляющих скелет частей. Детритовые известняки классифицируются также по размеру обломков с выделением грубо- (обломки крупнее 1 мм), крупно- (1,0 – 0,5 мм), средне- (0,5 - 0,25 мм), мелко- (0,25 -0,1 мм) и тонкодетритовых или шламовых (мельче 1,0 мм). 2) Зернистые являются в основном первично хемогенными, представляют собой продукт химической садки, происходившей в ряде случаев, возможно уже в иловых водах. Обычно они отличаются большей или меньшей равнозернистостью, однородностью и плотностью. Как правило, они мелко- (0,1-0,01) и микрозернистые (0,01 -0,0001мм). Оолитовые известняки и, реже, доломиты представляют собой более сложные образования, в которых микрозернистый кальцит, являющийся химическим осадком теплых вод, отлагается тонкими (в сотые доли мм) концентрическими оболочками вокруг зародышевого зерна – песчинки, обломка раковины, сгустка известкового ила и т.п. Форма оолитов шарообразная, иногда овальная или более сложная, повторяющая форму центрального зерна; размер варьирует от алевритового до грубопесчаного, и реже достигает величины горошины (5 мм). В последнем случае их называют пизолитами. В процессе диагенеза оолиты вследствие перекристаллизации или раскристаллизации нередко приобретают радиально-лучистое (сферолитовое) строение – их мелко-микрозернистый карбонат переходит в игольчатый. В результате обратного процесса – грануляции – оолиты иногда теряют концентрическое и радиально-лучистое строение и переходят в псевдооолиты – комочки микрозернистого вещества. К зернистым известнякам относятся известковые туфы, образующиеся на суше у выхода ключей. 3) Обломочные известняки аналогичны обломочным силикатным породам и возникают при расчленении и перемывании известковых осадков и пород любого структурного типа. Нередко они формируются in situ (на месте) без топографического перемещения – в результате физического выветривания. Эти породы связаны постепенными переходами с детритусовыми известняками, о которых отличаются окатанностью последних, свидетельствующей о значительном перемывании и обработке движущейся водой известняковых обломков или раковин. 4) Измененные известняки являются сборной группой пород, основные структурные черты которых приобретены в результате наложенных процессов на стадиях диагенеза, катагенеза и метагенеза. Перекристаллизация сводится к росту более крупных и потому более устойчивых кристаллов, развивается при повышении температуры и давления, наличии пор и пустот. Наконец, породы переходят в мрамор. Грануляция – обратный процесс – распадение крупных кристаллов на мелкие, беспорядочно ориентированные. Копрогенные известняки, не образующие мощных слоев, но распространенные довольно широко, представляют собой скопления мелких (доли мм) чаще всего однообразных округлых или удлиненных цилиндрических телец – копролитов, состоящих из мелкозернистого кальцита, т.е. известковистого ила, пропущенного через кишечник мелких животных. Замещение (доломитизация, кальцитизация песчаников, алевритов, туфов, окремнение) приводит к образованию, как правило, в небольших по объему участках, новых пород с реликтами первичных структур (например, обломочных – при кальцитизации, органогенных при окремнении и т.д.) или сопровождается развитием новых структур и текстур замещения. Классификации по степени смешанности Известняки, как и другие осадочные породы, часто бывают смешанного минерального состава.Чаще всего к известкову веществу примешивается доломит – второй по распространенности карбонатный минерал Ряд полной их смешанности (от 0 до 100% доломита и кальцита) принято делить, по представлению С.Г.Вишнякова на: 1) известняк чистый (доломита 0-5%), 2) известняк доломитистый (5-25%), 3) известняк доломитовый (25-50%), 4) доломит известковый (50-75%), 5) доломит известковистый (75-95%), 6) доломит чистый (95-100% доломита).
Из некарбонатных примесей чаще всего встречаются кварц, силикатные минералы, литокласты, глинистое вещество и кремнезем первично- или вторично-хемогенный. В случае обломочной примеси классификация смешанных пород строится аналогично классификации известково-доломитовых пород: 1) известняк чистый (примеси песка 0-5%) 2) известняк песчанистый (5-25%) 3) известняк песчаный (25-50%) 4) песчаник известковый (50-75%) 5) песчаник известковистый (75-95%) 6) песчаник чистый (95-100%).
Такова же классификация известково-алевритовых смешанных пород, а также известково-гравийных и известково-галечных. Те же нормы приняты и для известково-глинистых пород, но традиционная их номенклатура имеет отличия: 1) при содержании глинистой примеси в 25-50% вместо рационального названия «известняк сильно глинистый» все еще употребляется термин «мергель», 2) глина сильно известковистая (25-50% СаСО3) называется мергелем глинистым. Удобный термин «мергель» следует употреблять не для петротипа, а для литотипа, т.е. более комплексного понятия. Известково-кремневые смешанные породы должны подразделяться по тем же нормам: 1) известняк чистый (SiO2 <5%) 2) известняк слабокремнистый (SiO2 5-25%) 3) известняк сильно кремнистый (SiO2 25-50%) 4) кремень (или силицит) сильно известковистый (SiO2 50-75%) 5) кремень слабо известковистый (SiO2 95-100%) Доломиты, сидериты, анкериты, магнезиты и родохрозиты структурно менее разнообразны, чем известняки.
Минеральный состав карбонатитов Породообразующих минералов немного, помимо шести основных минералов: кальцита, доломита, сидерита, магнезита, родохрозита и метастабильного арагонита -(СаСО3) нередки анкерит Са (Fe,Mg)[CO3]2, и минералы нескольких изоморфных рядов-смесей. Водные карбонаты Na и Mg (например, сода Na2 CO3 x10 или 7 H2O) рассматриваются с эвапоритами (солями). Основные медные карбонаты – малахит Сu2 (CO3)(OH)2 и азурит Сu3 (CO3)2(OH)2 образуют небольшие тела в осадочных медистых песчаниках. Химический состав Хотя карбонатные породы часто бывают почти чистыми, с количеством примесей иногда меньше 1%, их химический состав сильно меняется, что отражает степень их смешанности. Чистый известняк, состоящий из одного кальцита, имеет простой химический состав: СаО – 56%, СО2 -44% СаСО3 = СаО + СО2 100 40+16= 12+32= 56 44 Точно также теоретический состав доломита: СаО =30,4%, MgO =21,7%, СО2 =47,8%.
СаО + MgO + 2СО2 = СаMg(СО3)2 40 +16=56 24+16=40 24+64=88 184
Однако все эти значения сильно снижаются за счет кремнезема (до 50%), глинозема (до 8%), соединений железа (до 2% и более) и других примесных компонентов. Они концентрируются в нерастворимом (в НCl) остатке, определение которого для карбонатных пород обязательно. Чистые магнезиты состоят из MgO = 47,6% и СО2 =52,4%
MgO + СО2 = Mg(СО3) 24+16=40 12+32=44 84
Чистые сидериты состоят из FeO = 62,1% и СО2 =37,9%
FeO + СО2 = Fe СО3 56+16=72 12+32 =44 116
Чистые родохрозиты состоят из MnO = 61,7% и СО2 =38,3%
MnO + СО2 = Mn СО3 55+16=71 12+32=44 115
Происхождение карбонатных пород В настоящее время и в фанерозое (Н.М.Страхов и Г.И.Бушинский) б'ольшая часть карбонатных пород биогенна, а их химическая садка стала весьма подавленной и незначительной. Источник вещества. Для образования карбонатолитов основной источник – запасы гидросферы, которые постоянно пополняются материалом терригенного сноса и гидротермами, как наземными, так и подводными. Ежегодно с суши в моря поступает 558 млн. т. СаСО3, а запасы его в Мировом океане = 171 250 млрд. т., что в сотни тысяч раз (на пять порядков) превышает годовое поступление с суши практически из всех источников, так как гидротермальный взнос незначителен. Как и для кремнезема, ежегодный внос карбонатов, таким образом, практически никакого влияния на его осаждение не оказывает и все их источники обезличиваются в запасах гидросферы. Лишь в редких случаях и малых масштабах гидротермальный источник извести непосредственно определяет образование карбонатных пород – это травертины, или известковые туфы, горячих источников Кавказа и других складчатых поясов Земли. Но и здесь в основной своей массе минерализация этих источников не ювенильная, а мобилизационная в стратисфере и гидросфере. В целом валовая оценка вулканогенно-гидротермального источника карбонатов не произведена.
Способы формирования По способам формирования карбонатолиты самые разнообразные и никакая другая группа осадочных (и вообще горных пород) не может сравниться с ними по генетическому многообразию. В первом подходе карбонатные породы по способу образования делятся на вулканогенно-осадочные и экзогенно-осадочные. Вулканогенно-осадочные карбонатолиты далее делятся на эксплозивно-осадочные и гидротермные отложения. Группа эксплозивно-осадочных отложений или туфов, представлена двумя типами известняков – брекчиями трубок взрыва, например, кимберлитами, и туфами притрубочных брекчий. Гидротермные отложения представлены отмеченными выше известковыми туфами и травертинами – отложениями горячих источников
Экзогенно-осадочные карбонатные породы (генетическая классификация) А. Седиментогенные I. Биогенные 1. Планктоногенные: фито-, зоогенные, бактериальные 2. Нектоногенные 3. Бентосогенные: фито-, зоогенные и др. 4. Копрогенные II. Хемогенные: активноводные (оолиты, онколиты – онкос – желвак, литос – камень – округлые стяжения – желваки с концентрической слоистостью, обычно известковистые) и тиховодные (микриты – очень тонкозернистые известняки с величиной зерен менее 3,5-4 μ) – пресноводные, лагунные, шельфовые, пелагические) III. Механогенные: коллювий, аллювий, эоловые и др. Б. Метасоматические и интракрустальные I. Элювиальные I а Субаэральные 1. Хемоэлювиальные – панцыри карбонатные (калькреты и др.) 2. Физический элювий – развалы каменистые карбонатные 3. Механический элювий – перлювий (горизонты конденсации – ветровые, водные, перлювий – промываю- perluo) I б Подводные 1. Xемоэлювиальные – панцыри (твердое дно) 2.Физический элювий – каменистые развалы 3. Механический элювий – подводный перлювий- горизонты конденсации раковин, сидеритовых и других карбонатных конкреций и желваков. II. Пещерные и другие внутрикоровые брекчии растворения, обрушения (например, при растворении солей) – доломитовые и другие. III. Постседиментогенные IIIа. Диагенетические – конкреционные: изометричные конкреции, лигзы, пласты. IIIб. Катагенетические – конкреции, гнезда, собственно метасоматиты (при карбонатизации других пород), зоны раздоломичивания и др. IIIв. Метагенетические – участки метасоматоза, жилы, гнезда.
Экзогенно-осадочные карбонатные породы можно подразделить на седиментационные, или первичные, и метасоматические, или вторичные. Седиментационные карбонатолиты образуются как осадки, выпадающие из воды и значительно реже из воздуха. Различают три основных способа седиментации: химический, биологический и механический.
Хемогенные карбонатные осадки образуются из пересыщенных растворов. Карбонаты практически сразу возникают как кристаллы, которые осаждаются под действием силы тяжести по закону Стокса:
F = 6 π μ r v, где
F - сила сопротивления, μ - коэффициент вязкости жидкости, r - радиус шара, v - скорость поступательного движения шара. Закон Стокса, определяющий силу сопротивления, испытываемую твердым шаром при медленном движении в неограниченно вязкой жидкости. Размеры кристаллов обычно менее 0,001 мм, они опускаются на дно весьма медленно, по пути могут частично раствориться. Поэтому хемогенные осадки и породы микритовые, плотные и тонкослоистые. В подвижных водах известь выпадает на взмученных песчинках, служащих зародышами оолитов и пизолитов.
Биогенные карбонатные осадки образуются тремя резко различающимися способами: осаждением скелетных остатков планктонных, нектонных и бентосных организмов. Паланктоногенными являются микритовые, визуально незернистые, пелитоморфные известковые осадки и породы, например, писчий мел, многие мергели. Нектоногенная группа представлена чаще всего аммонитовыми известняками. Бентогенные (бентосогенные) формируются свободно передвигающимися безпозвоночными (цельнораковинные известняки) и прикрепленным бентосом (кораллы, водоросли, мшанки, губки). Они образуют плоские тела – биостромы («биологические слои») и столбообразные постройки – биогермы, достигающие десятков метров высоты, и вместе с другими литотипами – рифовые массивы. Фактически это чисто химический способ осаждения карбоната из пресыщенной морской или пресной воды по схеме:
Са(НСО3)2 → СаСО3 ↓ + СО2 + H2O
Участие водорослей состоит в поглощении СО2, из которого они строят свое органическое тело, т.е. им питаются. Но это и сдвигает карбонатное равновесие в сторону малорастворимого монокарбоната, который оказывается в состоянии пересыщения и выпадает на водорослевых слоевищах, фоссилизируя (фоссилизация – окаменение) их при жизни, а в багряных водорослях такой карбонат выпадает даже внутри клеток, которые, таким образом, также оказываются фоссилизированными. Чем более пышно развиваются водоросли, тем больше, даже лавинообразно выпадают на них и вокруг них хемогенный микритовый кальцит и доломит. Этот седиментогенный карбонат с биологической структурой практически сразу становится твердым, что и объясняет каркасообразующую роль водорослевых известняков в теле биогерма и рифа. Часто эту роль выполняют багряные водоросли. Механогенные карбонатолиты по способу образования, структуре и текстуре аналогичны обломочным породам. Метасоматические карбонатные породы образуются как элювий, чаще всего подводный, и при замещениях в постседиментационные стадии. В виде известковых панцырей, которые часто называют к'аличе (США) или калькреты (редко), бичроки (beach-rock – пляжные камни, прибрежно-морские отложения, сцементированные кальцитом) они широко распространены в аридных странах. Главный процесс их образования – подъем по капиллярам грунтовых вод с раствором СаСО3, который при испарении воды выпадает в твердую фазу в верхней части почвы, осадков и пород, цементируя их и постепенно наращивает сверху, т.к. ранее отложенная корка также пронизана капиллярами. Известковые панцыри, известные под названием твердого дна, широко образуются под водой, чему способствуют быстрое твердение известкового ила, действие морской воды и биоса. Физический элювий – развалы каменистые – конгломерато-брекчиевые и брекчиевые известняки. Механический элювий образуется при перемывании незатвердевших осадков и пород.
Условия образования карбонатных пород При всем разнообразии условий и обстановок карбонатонакопления отчетливо тяготение этих пород:
1) к теплым тропическим и экваториальным зонам Земли, на которые приходится их резкий максимум; ясны и основные причины: 2) повышенные температуры вод, способствующие химической садке и 3) пышному развитию организмов.
Если два основных химических способа – химический и биологический - тяготеют к теплому поясу Земли, то и вторичные карбонатолиты – метасоматические, вулканогенно-осадочные и другие – тоже будут приурочены к ним. Но и в приполярных областях образуются карбонатные породы. В настоящее время здесь обильно накапливается раковинный материал. Но в целом карбонатообразование здесь подавлено, а химическая садка запрещена.
Помимо широкой климатической зональности карбонатообразование контролируется: - степенью аридности, - батиметрической зональностью, - конкретной физико-географической, или фациальной зональностью.
В аридных зонах благодаря сильному испарению сохраняются до современного геологического момента условия химического осаждения не только кальцита, но и доломита, а также магнезита, а иногда и соды. Это совершается на ограниченных пространствах: в заливах, лагунах, на мелководье (шельф, банки).
Батиметрическая зональность проявляется в том, что ниже определенной глубины (в среднем 4 500 м), называемой критической или компенсационной, благодаря высокому давлению (450 атм.) и низкой температуре (до 0 и даже -1 -2°) в морской воде так много растворено СО2, что все карбонаты растворяются и осадки становятся бескарбонатными.
Конкретная физико-географическая или фациальная обстановка отражается не столько на карбонатонакоплении, сколько на образовании карбонатных пород. Парадокс седиментогенеза в том, что породообразование нередко осуществляется не там, где накапливаются соответствующие минералы. Карбонатонакопление максимально у берегов и уменьшается в сторону центральных частей водоемов. Однако у берегов карбонатонакопление подавляется терригенным материалом берега, наоборот, дальше от берега терригенный материал уменьшается, и карбонат становится преобразующим. На этом профиле выделяется фотическая зональность – зона фотосинтеза водорослей (0-25 м или несколько глубже), в которой наиболее интенсивно извлечение карбоната из морской воды и его осаждение. Особая зональность связана с крупными океаническими течениями и апвеллингами – это оазисы жизни в океанах. Тектонический контроль карбонатонакопления, в основном, косвенный, осуществляющийся через рельеф.
Теоретическое и практическое значение карбонатолитов
В теоретическом (научном) отношении по ним восстанавливают щелочной характер среды, высокие или повышенные температуры, низкие палеошироты, глубина (10-20 м), динамика (толстые раковины), нормальный газовый режим и населяющий моря биос. По изотопам кислорода в неперекристаллизованных раковинах восстанавливают палеотемпературу, а по содержанию стронция и другим геохимическим показателям – тип воды, ее химизм и т.д. Карбонаты отчетливо эволюционировали в истории Земли. Поэтому по ним восстанавливаются составы древних атмосфер и гидросфер и развитие жизни на Земле. Отсутствие карбонатов в глубоком архее указывает на агрессивность вод гидросферы, рН которой был ниже 7. Углекислая атмосфера также вначале не способствовала осаждению карбонатов. Затем началась садка, в основном, доломита, магнезита, а также сидерита, что указывает на отсутствие или малое содержание кислорода в атмосфере. Массовое образование карбонатов падает на протерозой. В раннем протерозое преобладали доломиты, осаждались магнезиты, участие известняков постепенно возрастало. К химическому осаждению все больше присоединялось осаждение водорослями, что уменьшало возможность химического осаждения. Одновременно водоросли меняли состав атмосферы, которая становилась все более кислородной, а это исключало образование сидерита, родохрозита. Снижение содержания СО2 в атмосфере также приводило к вырождению хемогенной садки. В настоящее время доломитообразование совершается лишь в эвапоритовых и специфических замкнутых водоемах с высоким щелочным резервом (типа оз. Балхаш). Не намного более разнообразны обстановки хемогенного осаждения известняков. А седиментогенез других карбонатов исключен. Это отвечает практически безуглекислогазовой (содержание СО2 в современной атмосфере всего 0,03%) кислородной современной атмосфере.
Практическое значение карбонатолитов
Заключается в том, что они все являются полезными ископаемыми.
Известняки используются как: 1) удобрения (известкование кислых почв), 2) стройматериалы (бут, строительный и облицовочный камень, материал для мощения дорог), 3) сырье для производства извести, цемента, 4) металлургия (в качестве флюса), 5) литографический камень в печатном деле, 6) писчий мел, 7) сахарная промышленность, 8) химическая промышленность (карбид кальция, синтетический каучук), 9) тексильная промышленность (отбеливание и очистка тканей), 10) бумажная промышленность (мелованная бумага), 11) кожевенная промышленность (очистка кожи), 12) парфюмерия (зубной порошок).
Доломиты используются во многом там же, где и известняки, но служат также для получения магния, огеупоров, в том числе огнеупорной одежды.
Сидериты используются как: 1) железная руда, 2) утяжелитель для приготовления буровых глинистых растворов.
Магнезиты – сырье для получения магния и огнеупоров. Родохрозиты: 1) руда на марганец, 2) поделочный камень, 3) ювелирный камень.
Писчий мел 1) строительство (цемент, известь); 2) производство стекла, стекловолокна; 3) керамика; 4) химическая промышленность; 5) подкормка сельхозживотных; 6) резиновая промышленность; 7) лакокрасочная промышленность; 8) полимерная промышленность; 9) минеральная вата; 10) удобрения.
|
