Lithology.Ru - Литология.РФ : Литология академическая, прикладная и прочая

Происхождение зерен карбоната кальция

2а. Введение. В отличие от рассмотренных в предыдущей главе обломочных или кластических зерен частицы карбоната кальция обычно образуются в самом водоеме осаждения и, как правило, имеют морское происхождение. Происхождение и значение карбонатных зерен невозможно понять без некоторых предварительных знаний физической химии CaCO₃ в растворах. Поэтому после краткого описания общих черт распределения современных морских карбонатных осадков мы рассмотрим химический состав морской воды, главные карбонатные минералы, а также некоторые из проблем, касающихся осаждения CaCO₃.

26. Современные морские карбонатные осадки. На рис. 2.1 видно, что карбонатные осадки имеют очень широкое распространение. Можно выделить три группы карбонатных осадков:

а) Океанические биогенные пелагические карбонаты. Широко распространены в океанах (за исключением северной части Тихого океана, Арктики и Антарктиды), где они приурочены к системе срединно-океанических хребтов и районам апвеллинга (гл. 24, 26). Эти биогенные карбонатные илы накапливаются на глубинах, не превышающих 3,5-5 км.

б) Шельфовые карбонаты субтропической и тропической зон. Некоторые из более тщательно исследованных районов указаны на рис. 2.1. Среди карбонатов преобладают биогенные, однако в ряде мест важную роль играет неорганически осажденный (хемогенный) CaCO₃.

в) Шельфовые карбонаты умеренных зон распространены более широко, чем порой считается, и являются сугубо биогенными.

Помимо этих морских карбонатов карбонатные частицы встречаются во многих пресноводных озерах и в озерах с повышенной соленостью. Из картины распределения карбонатных осадков можно видеть (в самых общих чертах), что концентрация CaCO₃ убывает в главных областях отложения кластических частиц, а также (за счет растворения CaCO₃) в глубоководных районах океана.

2в Состав пресных и морских вод. При сопоставлении средних составов речных и морских вод (табл. 2.1) выявляются некоторые интересные факты.

а) Концентрация растворенных солей в морских водах примерно в 300 раз больше, чем в пресных.

б) Концентрации растворенных катионов

в морских водах убывают в следующем порядке: Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺, K⁺, растворенных анионов-Cl^-, SO| ~, HCO^. Соответствующие ряды в пресных водах имеют вид Ca²⁺, Na⁺, Mg²⁺ и HCO₃^-, SO₄^2-, Сl^-.

Вследствие того что соотношения растворенных солей различны, можно считать, что морская вода не является просто концентрированной речной водой. Следовательно, морская вода должна образовываться как за счет испарения, так и за счет химико-биологической дифференциации речной воды. Например, в солевом остатке речной воды концентрация Ca^{2 +} во много раз больше, чем в солевом остатке морской воды. Это, по-видимому, отражает ту относительную легкость, с которой Ca²⁺ выводится из морской воды под действием биологического и в меньшей степени химического осаждения по сравнению с тремя другими главными катионами: Na⁺, K⁺ и Mg²⁺.

Указанные сведения подводят нас к теме дискуссии огромной важности: претерпевает химический состав океанских вод изменения во времени или нет? Можно доказать, что по соотношению основных компонентов в солевом остатке первичная океанская вода была, по-видимому, ближе к современным речным водам. Это обусловлено тем, что основным процессом химической дифференциации, действующим в настоящее время, является биологическое выведение CaCO₃ в твердые части скелетов живых организмов. Такое выведение ускорилось начиная с раннего кембрия и, по-видимому, достигло максимальной скорости лишь в мезозое по мере эволюции очень распространенной пелагической карбонатной микрофауны и флоры. Поэтому, возможно, в течение геологического времени отношение Mg : Ca в океанской воде постепенно увеличивалось [700] от такой незначительной величины, как 0,25 (отношение в пресных водах), до своего современного значения, равного примерно 5. Этот процесс, видимо, оказывал глубокое влияние на минеральный состав карбонатных осадков, поскольку, как мы увидим дальше, при высокой величине отношения Mg: Ca в морской воде наблюдается тенденция к преимущественному осаждению арагонита вместо кальцита.

 

Рис. 2.1. Карта, показывающая картину распределения CaCO₃ в донных осадках океанов и морей. Обратите внимание на приуроченность обогащенных CaCO₃ осадков к флангам и осевым зонам системы срединно-океанических хребтов, а также на распространение мелководных карбонатов платформенного типа (по Брёккеру [125J и источникам, на которые имеются ссылки там же).

 

 

Таблица 2.1. Средний химический состав морских и речных вод, по Свердрупу и др. [804], Ливинг-стону [510], Гаррелсу и Томпсону [291]

Ион	Концентрация, г моль л -1
	Морская вода	Место в ряду	Речная вода	Место в ряду	Морская водf/Речная вода
Na +	0,47	(2)	2,7•10-4	(3)	1740
K +	1,0•10-2	(5)	5,9•10-5	(7)	170
Ca2 +	1,0•10-2	(5)	3,8•10-4	(2)	26
Mg2 +	5,4•10-2	(3)	1,7 •Ю- 4	(5)	318
Cl-	0,55	(1)	2,2•10-4	(4)	2500
so2-	3,8•10-2	(4)	1,2•10-4	(6)	317
HCO3-	1,8-1-3	(6)	9,55•10-4	(1)	1,9
рН	7,9		~7
Ионная сила	0,65		0,002

Подводя некоторый итог рассмотрению замечательных свойств морской воды, можно отметить, что она является также хорошим буферным раствором с большой ионной силой. Под словами «хороший буферный раствор» подразумевается то, что раствор содержит компоненты, которые осуществляют «бдительный контроль» за изменением величины рН. Поверхностная морская вода имеет величину рН, равную 7,84-8,3. В следующих разделах этой главы будут рассмотрены некоторые из химических реакций, которые поддерживают постоянным рH среды. Вкратце поговорим об ионной силе. Растворимость карбоната кальция в чистой воде может быть рассчитана на основе термодинамических данных. Однако обнаружено, что в растворе, подобном морской воде, в котором в больших количествах присутствуют другие ионы, растворимость карбоната кальция во много раз выше. Ионы морской воды вместе с полярными молекулами H₂O имеют тенденцию группироваться вокруг противоположно заряженных ионов Ca²⁺ и CO₃^- и препятствовать объединению этих ионов, приводящему к осаждению карбоната кальция. Другими словами, растворимость CaCO₃ в морской воде возрастает. Чем выше заряд указанных ионов-«загряз-нителей», тем больше эффект. Вследствие образования комплексных ионов и ионных пар растворы, подобные морской воде, называют растворами с большой ионной силой. Морская вода имеет ионную силу около 0,7, тогда как пресная вода-порядка 0,002. Вследствие такой разницы в ионных силах растворимость CaCO₃ в морской воде намного выше, чем в пресной (более подробно см. в работе [475]).

2г. Главные карбонатные минералы. Карбонат кальция существует в двух минеральных формах-в виде кальцита и арагонита. Как кальцит, так и арагонит могут образоваться вследствие осаждения абиогенным путем или посредством биологического секретирования в твердых частях многочисленных организмов. Из пресных вод арагонит не осаждается. Свойства обоих минералов приведены в табл. 2.2. В условиях поверхности Земли арагонит является метастабильным, будучи карбонатом, находящимся в равновесном состоянии при высоких давлениях, что обнаруживается в фации метаморфизма голубых сланцев. Многие из проблем диагенеза карбонатов касаются временных и химических ограничений преобразования арагонита в кальцит и растворения арагонита (гл. 29).

 

Таблица 2.2. Произведения растворимости (К) и произведения активностей ионов (IAP) для кальцита, доломита и арагонита в морской воде при 25°С. Произведения растворимости для кальцита и арагонита-по Бернеру [74], для доломита-по Хсю [389]. IAP для CaCO₃-приблизительное среднее значение для поверхностной морской воды при 25°С по Бернеру [74], IAP для доломита-по Хсю [389]. Обратите внимание на то, что поверхностная морская вода является пересыщенной относительно всех главных карбонатных минералов

 

 

Минерал	К	IAP	IАР/К
Кальцит	4,0•1O-9	1,35-10-8 (CaCO3)	3,4
Арагонит	6,3•10-9		2,1
Доломит	1,0•10-17	1.0•10-15	~ 100

 

Важным следствием сходства величин зарядов и радиусов ионов Ca²⁺ и Mg^{2 +} , а также характера структуры кристаллической решетки кальцита является то, что в кальците возможно широкое замещение иона Ca²⁺ ионом Mg²⁺. Поэтому правильнее записывать формулу кальцита в виде (Ca_1-x-Mg_x)CO₃, где х обычно находится в пределах 0,01-0,25, никогда не превышая значений около 0,4. Кальциты с содержанием MgCO₃ более 5% известны как высокомагнезиальные кальциты. Содержание магния в некоторых твердых частях организмов, по-видимому, связано с температурой; в более теплых водах Mg содержится больше. Ионы Ca²⁺ могут также замещаться небольшим количеством ионов Fe²⁺ (до нескольких тысяч частей на миллион), что при низких значениях Eh приводит к образованию железистых кальцитов. Замещение ионов Ca²⁺ следовыми количествами ионов Mn⁴⁺ вызывает свечение кальцита под действием бомбардировки катодными лучами. Если привнос ионов Mn⁴⁺ при кристаллизации кальцита изменяется во времени, то исследование люминесценции позволяет обнаружить индикаторные зоны роста, которые в стратиграфических разрезах зачастую можно закартировать.

Если арагонит является абиогенно осажденной фазой, то его кристаллическая решетка не может присоединять ион Mg²⁺, хотя в некоторых случаях арагонит коралловых скелетов может содержать около 0,001% Mg²⁺. Арагонитовые решетки могут присоединять стронций до максимальных концентраций около 1%. Форма кристаллов арагонита в химически осажденных и в некоторых биогенных фазах (карбонатные водоросли) обычно волокнистая, тогда как кристаллы кальцита могут иметь волокнисто-ромбовидную форму или форму «собачьих зубов» (скаленоэдрическую).

Двойной карбонат доломит, CaMg(C0₃)₂, в основном является диагенетическим минералом (гл. 29). Ион Mg²⁺ может замещаться ионом Fe²⁺ в ряду твердых растворов доломит-анкерит, (CaMg_{0 75}Fe₀₂S) (С0₃)₂. Чистые железисто-кальциевые карбонаты в природе неизвестны. Кристаллическая решетка доломита в высокой степени упорядочена. В ней чередуются слои катионов и групп CO₃", в которых катионные слои попеременно представлены ионами Ca²⁺ и Mg²⁺ (см. рис. 29.13).

Современные мелководные тропические и субтропические отложения карбоната кальция сложены преимущественно арагонитом и высокомагнезиальным кальцитом, тогда как мелководные карбонаты умеренных широт представлены главным образом кальцитом.

Распознаванию карбонатных минералов значительно способствуют методы окрашивания в шлифах и образцах. Таким путем можно различить кальцит, железистый кальцит, высокомагнезиальный кальцит, арагонит, доломит и железистый доломит (приложение 2.1).

2д. Хемогенное осаждение карбонатов. Отличительная особенность поверхностной морской воды - пересыщение в отношении арагонита, кальцита и доломита (табл. 2.2). Тем не менее осаждение CaCO₃ абиогенным путем ограничено лишь несколькими тропическими и субтропическими районами, где оно количественно менее важно по сравнению с биогенным осаждением CaCO₃. Хотя морская вода и пересыщена в отношении арагонита, кальцита и доломита, непосредственно из нее осаждается

только первый минерал этой группы (исключение составляет область диагенетических поровых вод).

Осаждение CaCO₃ определяется следующими реакциями:

Эти реакции показывают, что осаждению благоприятствуют процессы, уменьшающие содержание в растворе CO₂ (т.е. уменьшающие парциальное давление Рсо)-Такими процессами могут быть нагревание или органический фотосинтез. В морской воде большая часть CO₂ находится в форме аниона HCO₃^-, образующегося в результате реакций

Увеличение щелочности влечет за собой увеличение содержания CO₃^- за счет реакции

 

Из уравнений (2.3) и (2.4) видно, что угольная кислота диссоциирует ступенчато, поэтому константа диссоциации К для каждой из реакций может быть написана в виде

 

Поэтому в ходе реакции (2.3) образуется более кислый раствор, однако эта кислота довольно слабая. При обычном значении рН в пределах 8,1-8,3 морская вода содержит как ион HCO₃^-, ^{так и} большое количество недиссоциированных молекул H₂CO₃, а также немного ионов CO₃^-(рис. 2.2). Два первых компонента являются главными составными частями буферной системы морской воды. Увеличению ее кислотности препятствуют прямая (идущая слева направо) реакция (2.4) и обратная (идущая справа налево) реакция (2.3). Кроме того, как буфер будет действовать и находящийся в контакте с морской водой нерастворенный CaCO₃ в реакции

 

т. е. в случае увеличения кислотности будет растворяться большее количество карбоната кальция.

Увеличению щелочности морской воды будут препятствовать также прямая реакция (2.5) и осаждение CaCO₃ в ходе реакции

 

Сказанное выше объясняет хорошие буферные свойства морской воды. Воды суши с малой щелочностью, наоборот, обладают очень слабыми буферными свойствами.

Рис. 2.2. Изменение соотношения компонентов щелочности морской воды в зависимости от рН. См. в тексте реакции (2.2)-(2.5) (по Клауду [157]).

Отложения карбоната кальция, происхождение которых, по мнению некоторых исследователей, связано с абиогенным осаждением, обнаружены в нескольких местах, особенно в районе Багамских островов, в Персидском заливе и в Мертвом море. Во всех случаях его минеральной формой является арагонит, кристаллы которого размером несколько микрон имеют характерную игольчатую форму. В Мертвом море случаи массового осаждения связывают с развитием призрачных вайтингов- больших неправильной формы белесых пятен арагонитовой взвеси, внезапно появляющихся в поверхностных водах. Вай-тинги Мертвого моря [605] сопровождаются немедленным уменьшением концентрации HCO₃^- в водной массе, что свидетельствует об осаждении CaCO₃ посредством указанной выше обратной реакции (2.1). Химические данные по Персидскому заливу отсутствуют, однако размер и природа вайтингов, по-видимому, указывают на абиогенное выделение карбонатного материала. Причиной вайтингов было увеличение потребления CO₂ во время периодического цветения диатомовых водорослей. Однако при этом возникает новая проблема, связанная с полным отсутствием сохранившегося арагонита в донных осадках открытой части Персидского залива (гл. 23).

Изменение химического состава холодных вод Атлантики во время их прохождения над обширными мелководьями Багамских банок, где вода нагревается, наглядно иллюстрируется рис. 2.3. Обратите внимание на увеличение солености и уменьшение концентрации карбоната кальция (свидетельствующее о его осаждении) в направлении от Флоридского пролива через Большую Багамскую банку. Отметьте также приуроченность вайтинга именно к району таких изменений химического состава воды. Скорость выведения CaCO₃ определяется путем деления дефицита CaCO₃ на среднее время пребывания на банках единичных объемов воды. Первоначально среднее время пребывания было рассчитано на основании данных о поступлении из атмосферы изотопа ¹⁴C, образовавшегося при атомных взрывах [126].    Средняя    скорость     осаждения CaCO₃, полученная таким путем, составляет около 50 мг • см^-2 • год^-1. Высказывалось предположение, что такие изменения химизма свидетельствуют о некотором абиогенном накоплении CaCO₃ в этом районе (вероятно, до 50% всего CaCO₃). Однако здесь возникают трудности, связанные с тем, что содержание ¹⁴C в арагоните, отобранном в вайтингах, не соответствует его концентрации в обогащенных ¹⁴C поверхностных водах, из которых осаждался этот минерал. Содержание ¹⁴C в арагоните вайтингов было идентично обнаруженному в арагонитах со дна лагун. Из этого следует, что вайтинги в рассматриваемом районе должны в значительной мере отражать периодические эпизоды вторичного перехода арагонита во взвешенное состояние. В разд. 2ж будет рассмотрен вопрос о биогенной природе большей части арагонита в современных Багамских лагунах.

 

 

 

Выше уже отмечалось, что хотя морская вода и заметно пересыщена в отношении арагонита, кальцита и доломита, лишь первый из этих минералов, по-видимому, осаждается непосредственно из морской воды. Почему же это происходит?

В результате многочисленных экспериментальных и теоретических исследований установлено, что ионы Mg^{2 +} сдерживают рост кристаллов кальцита. Очень тщательное лабораторное изучение осаждения карбонатных минералов [75, 78] показало следующее (рис. 2.4):

а) Изменение Рсо₂ (при фиксированных значениях пересыщения) не оказывает существенного влияния на скорость выпадения из раствора кальцита или арагонита.

б) Растворенный ион Mg^{2 +} в морской воде не влияет на осаждение внесенной в раствор арагонитовой взвеси.

в) Растворенный ион Mg²⁺ сильно препятствует осаждению кальцита.

г) Кальцит, осажденный из морской воды на чистых кальцитовых зернах, содержит 7-10% MgCO₃ в составе нароста высокомагнезиального кальцита.

д) В «морской воде», лишенной части Mg²⁺, при содержании Mg менее 5% от его нормальной концентрации ион Mg²⁺ не препятствует в ощутимой мере осаждению внесенной в раствор кальцитовой взвеси. Поэтому низкомагнезиальный кальцит может быть устойчивым в пресноводных условиях.

Можно привести две гипотезы, объясняющие такое воздействие ионов Mg²⁺ на осаждение кальцита. Согласно первой, ионы Mg²⁺ действуют как поверхностный «яд», который сдерживает кристаллизацию. Это может происходить из-за того, что ионы Mg²⁺ сильнее гидратируются полярными молекулами воды по сравнению с ионами Ca²⁺. Процесс дегидратации ионов Mg²⁺ требует большей термодинамической работы, чем процесс дегидратации ионов Ca^{2 +} , необходимых для роста кристаллических решеток арагонита [63, 508]. Ионы Mg²⁺ не оказывают влияния на образование кристаллических решеток арагонита из-за особенностей структуры этого минерала. Рост же кристаллов кальцита затрудняется адсорбцией сильно i идратиро-ванных ионов Mg^{2 +} . На кристаллах арагонита такая адсорбция не происходит.

 

Рис. 2.4. Соотношение между скоростями спровоцированного затравкой осаждения (в условных единицах) и степенью пересыщения кальцита (а) и арагонита (б) в морской воде и в «морской воде», лишенной магния. Все скорости начальные. -IgPcO₂ = 1,51, T=25°С (по Бернеру [75]). Обратите внимание на замедление осаждения кальцита в морской воде.

 

Вторая гипотеза предполагает, что вхождение ионов Mg²⁺ в кристаллическую решетку кальцита, обусловливая рост высокомагнезиального кальцита, одновременно служит причиной заметного увеличения растворимости магнезиального кальцита по сравнению с растворимостью арагонита. Поэтому арагонит является более предпочтительным продуктом кристаллизации. В действительности же чистый кальцит менее растворим, чем арагонит (табл. 2.2). Влияние увеличения содержания магния на свободные энергии образования кальцита и, следовательно, на растворимость показано на рис. 2.5.

Можно привести доводы в пользу того, что если отношение Mg: Ca в морской воде (разд. 2в) в геологическом прошлом было намного меньше, чем в настоящее время, то тогда, по-видимому, должен был осаждаться только кальцит. Это обусловлено тем, что при таких условиях не мог существовать механизм задержки осаждения кальцита ионами магния. Хотя трудно привести подтверждающие данные, однако в последнее время ряд авторов, исходя из результатов исследования структур некоторых древних домеловых оолитов (гл. 29), склонны высказываться в поддержку этой гипотезы [700].

 

 

Рис. 2.5. Соотношение между стандартной энергией образования магнезиального кальцита (DG_f°) и мольной долей MgCO₃ в твердом растворе. Присутствие магния увеличивает растворимость. В результате минимальная степень пересыщения, необходимая для начала осаждения кальцита из морской воды, становится намного выше степени пересыщения, существующей в открытом океане (по Пламмеру и Маккензи [642] и Бернеру [75]).

 

Отсутствие осаждения доломита в морской воде, очевидно, также является следствием действия механизма, препятствующего такой реакции. Это обусловлено тем, что из морской воды известного нам состава доломит должен был бы осаждаться первым ([389]; см. также гл. 29). Очень высокая степень упорядоченности кристаллической решетки доломита, по-видимому, служит причиной исключительно медленного образования ядер кристаллизации и малых скоростей роста кристаллов. Попытки осаждения доломита в лабораторных условиях привели к образованию менее упорядоченных и метастабилъных магнезиальных кальцитов, имеющих химический состав доломита; они известны под названием протодоломитов. Действие поверхностного «яда», когда гидратированные ионы Mg²⁺ окружают растущие слои Ca²⁺ крохотных ядер доломита, может сильно препятствовать росту кристаллов так же, как и при описанном выше механизме, мешающем росту кристаллов кальцита.

В завершение краткого обсуждения причин, вызывающих преимущественное химическое осаждение из морской воды арагонита, необходимо подчеркнуть, что как кальцит, так и доломит вследствие различных причин могут образовываться в условиях диагенетических поровых вод, что будет рассмотрено ниже (гл. 29). Здесь же мы коснулись лишь проблемы свободного химического осаждения карбонатов из морской воды.

Последний вопрос касается причин пересыщения многих поверхностных морских вод относительно арагонита, несмотря на то что абиогенное осаждение этого минерала наблюдается сравнительно редко. Согласно современным представлениям, этот эффект, по-видимому, является следствием влияния органических компонентов, обнаруживаемых в гуминовых кислотах и фульвокислотах, или фосфатов, которые покрывают в океане все потенциальные ядра взвешенных частиц органическим фосфатным монослоем, предотвращая таким образом кристаллизацию при нормальных концентрациях в морской воде [78]. Эти органические монослои содержат органокарбонатные ассоциации между карбонатными и органическими компонентами, такими, как аминокислоты, жирные кислоты и жирные спирты. Если иметь в виду этот контроль, то в настоящее время нельзя с определенностью сказать, каким образом осуществляется осаждение в таких районах, как Большая Багамская банка, Персидский залив и Мертвое море. Сходные оболочки органических веществ покрывают арагонит в карбонате скелетов, предохраняя их таким образом от растворения. В том случае, если в процессе диагенеза защитные органические оболочки окисляются и перестают существовать, арагонит становится доступным для растворения.

2е. Биогенные карбонатные зерна. Преобладающая часть карбонатных частиц образуется из твердых частей скелетов беспозвоночных известковых организмов. Поэтому локальное биотическое сообщество будет приводить к характерному скоплению на дне карбонатных обломков отмерших организмов. Степень сходства между этим скоплением отмерших организмов и первоначальным фаунистическим сообществом отражает степень физической, химической и биологической деструкции и перераспределения после отмирания организмов. Простота идентификации твердых карбонатных частей организмов зависит от степени их физического и химического разрушения. В частности, чем меньше частица, тем сложнее найти ей место в зоологической классификации. Если осадок частично литифицировался или если он преобразовался в породу, то следует использовать методы анализа тонких шлифов. Однако таким способом многие частицы трудно идентифицировать, поскольку в шлифах они приобретают различные очертания. Подсчитайте, к примеру, количество возможных очертаний, которые будут видны в срезе толстостенного цилиндра (аналога панциря криноидеи) в случайно выбранном направлении. Не удивительно, что многие частицы могут быть идентифицированы только на уровне их биологических типов. Особенно большие трудности   возникают   в   том   случае,   если у первоначально арагонитовой раковины после диагенетического растворения и переосаждения кальцита первичная структура полностью разрушилась. Однако следует подчеркнуть, что при определенной практике и упорстве при определении фауны в шлифах можно творить чудеса. Биостратиграфическое расчленение карбона, например, все в большей и большей мере основывается на идентификации видов фораминифер в шлифах!

Организмы могут образовывать свои твердые карбонатные скелеты из арагонита, низкомагнезиального и высокомагнезиального кальцита. Некоторые из них имеют полиминеральные раковины. Причины секретирования определенных минералов отдельными группами организмов неизвестны. Различный химический и минеральный составы карбонатов твердых скелетов отчетливо определяют присущий последним химико-минералогический потенциал сохранности.

Характер скелетных карбонатных частиц, образовавшихся в конкретных условиях среды (например, в условиях рифов, заливаемых приливами отмелей или шельфовых песков), явно менялся в течение геологического времени в соответствии с эволюцией. Поэтому силурийское рифовое сообщество фауны и флоры отличается от современного рифового сообщества (гл. 23), хотя способы приспособляемости и внешний облик некоторых организмов, по-видимому, изменились значительно меньше. Одним из практических следствий эволюции фауны и сообществ является поэтому огромное количество типов карбонатных частиц, с которыми петролог имеет дело. При дальнейшем изложении автор не предпринимает попыток систематизировать все эти этапы. На рис. 2.6 сведены данные об основном минеральном составе и относительной геологической распространенности наиболее обычных карбонатосаждающих организмов. На рис. 2.7-2.9 показаны наиболее распространенные типы зерен, встречающихся в современных и древних карбонатных отложениях. Теперь вкратце перечислим ряд моментов, имеющих отношение к вопросу о типе частиц (более детально см. в специальных исследованиях [383, 531, 708]). Очевидно, не следует пытаться проводить идентификацию фауны без обращения к стандартным палеонтологическим работам.

Рис. 2.6. Распределение и относительная значимость в качестве осадкообразующих компонентов различных типов известковых растений и животных в течение геологического времени. Толщина линий отражает относительную значимость типов. К-кальцит; BMK-высокомагнезиальный кальцит; А-арагонит (по Лоуэнстаму [525]).

 

В раковинах моллюсков наблюдается сложное чередование кальцитовых и араго-нитовых слоев, образующих различные геометрические узоры и разделяющихся на несколько характерных микроструктурных типов (см. [64]).

Раковины брахиопод целиком состоят из кальцитовых (тонких первичных и толстых вторичных) слоев, образующих фибровую структуру. В раковинах некоторых брахиопод может встречаться третий внутренний призматический слой. Могут также наблюдаться каналы, пересекающие вторичные слои. Тканевые каналы, расположенные перпендикулярно стенкам раковины и заполненные в захороненных окаменелых остатках кальцитовым цементом, называются эндопорами. Вертикальные конусо-подобные отростки фибр вторичных слоев носят название псевдопор. У ряда видов в большом количестве встречаются иглы (рис. 2.8, а), и при некоторой определенной ориентировке в шлифах невнимательный наблюдатель может поначалу спутать их с оолитами.

Скелеты кораллов, включая наружные остатки, пластинки, септы и др., построены из крошечных кальцитовых (ячеистые кораллы, ругоза) или арагонитовых (шестилучевые кораллы) нитей, имеющих различную ориентировку.

Раковины фораминифер (рис. 2.7, а) обычно построены из кальцита и имеют агг лютиниро ванную микрогранулярную, фарфоровидную, радиально-волокнистую, игольчатую и монокристаллическую структуру. Морфология стенок раковин фораминифер имеет первостепенное значение для их классификации на подотрядном уровне.

Остатки иглокожих состоят из петлевидных кальцитовых элементов и имеют весьма характерную поровую структуру. Отдельные частицы остатков иглокожих под микроскопом при скрещенных николях выглядят как единичные кристаллы кальцита. Диагенетическое заполнение пор кальцитовым цементом способствует консервации таких единичных кристаллов, поэтому остатки иглокожих в известняках при наличии опыта могут распознаваться в скрещенных николях (рис. 2.8) по угасанию.

Известковые бентосные водоросли имеют разнообразную структуру. Вертикальные ветвеобразные формы, подобные зеленой водоросли Halimeda и багряной водоросли Lithothamnion (последняя играет важную осадкообразующую роль в умеренных широтах), первоначально разрушаются до частиц гравийной размерности. Особенно типичной является трубчатая внутренняя структура первой из них (рис. 2.8,6). Многие водоросли обладают ячеистой внутренней структурой. В пределах отдельных ячеек, в их стенках или за пределами стенок может наблюдаться кальцитизация После гибели кодиевые водоросли (например, Penicillus; фото 1) могут полностью распадаться на арагонитовые иголочки; последние иногда составляют значительную часть арагонитового ила, обнаруживаемого на подверженных слабому динамическому воздействию мелководьях в тропических и субтропических районах. Волокнистые известковые водоросли, такие, как Girvanella, Garwoodia (рис. 2.8, в) и Ortonella, играют важную инкрустирующую роль во многих древних известняках, особенно верхнепалеозойских и мезозойских.

 

 

Рис. 2.7. а-скелетные карбонатные зерна: окатанные скелеты моллюсков, фораминиферы, эхи-ноиды и фрагменты водорослей; б-скелетно-пеллетный карбонатный песок. Обратите внимание на овоидные пеллеты, окатанные фораминиферы и гастроподы; e-грейпстоуновая фация с агрегатами, построенными из микритизиро-ванных скелетных частиц и пеллет; г-оолитовая фация; обратите внимание на хорошую отсорти-рованность, а также на высокую степень отшли-фованности отдельных ооидов. Все образцы получены драгированием из современных отложений в районе Бимини, Багамские банки (фотографии любезно предоставлены Р. Тиллом).

 

Известковые планктонные водоросли представлены в больших количествах во многих пелагических отложениях начиная с юры. Первоначально, при жизни, клетку водоросли окружали мельчайшие диски круглой до овальной формы, называемые кокколитами. Для кальцитовых кокколитовых пластинок типичен максимальный диаметр от 2 до 20 мкм.

2ж. Имеют ли арагонитовые илы скелетное происхождение? Несмотря на дискуссионность химических данных, касающихся осаждения арагонита, является очевидным, что накопление мельчайших арагонитовых иголочек в результате разрушения бентосных известковых водорослей может вносить существенный вклад в накопление арагонита на дне многих участков Багамско-Флоридской карбонатной провинции. Согласно данным некоторых авторов, биогенная природа арагонита в значительной мере подтверждается результатами изучения изотопного состава кислорода (см. обсуждение в работе [64]). Количество Penicillus, Halimeda и других известьвыде-ляющих бентосных водорослей в типичных лагунах Флориды колеблется от 0 до 30 экземпляров на 1 м² в год [791]. Известно также, что широко распространенные «арагонитовые» илы к западу от острова Андрос (Большая Багамская банка) характеризуются относительно большим содержа-

нием высокомагнезиалъного кальцита; это позволяет предположить, что источником некоторой части материала указанных илов служили продукты разрушения багряных водорослей. Более ранние исследования показали, что разрушение водорослей in situ может обеспечить только около 5% материала отлагающихся арагонитовых илов. Однако недавно проведенные работы в лагунах Флориды и Багамских островов [791] навели на мысль об избыточном накоплении водорослевых осадков и о том, что важной особенностью процесса является перенос арагонита в виде языков взвеси и его переотложение в других местах. Это следует иметь в виду при оценке потоков осадочного материала [607].

2з. Микритовые оболочки и интракласты. При микроскопических исследованиях скелетных фрагментов, отобранных из карбонатных фаций спокойных вод, часто видно, что внешние части фрагментов покрыты темной коркой (рис. 2.9, а-в). Более тщательное изучение показывает, что у разных фрагментов корка имеет переменные толщину и характер. В менее ясно выраженных корках и на внутренних границах более толстых корок могут быть видны отдельные трубкообразные углубления. Создается впечатление, что корки образуются вследствие срастания таких трубок. Последние могут быть полыми или заполненными очень тонкозернистым арагонитом или высокомагнезиальным кальцитом. Тонкозернистый, иловой размерности, карбонат называется микритом, однако в других контекстах (гл. 29) этот термин обычно ограничивается кальцитовым микритом. При растворении карбоната раковин разбавленной кислотой образуется студенистый остаток, в котором могут быть выявлены различные виды сине-зеленых водорослей. Поэтому было высказано предположение, что трубки образуются в результате деятельности сверлящих сине-зеленых водорослей (отверстия, сделанные растениями, также имеются), быстро заселяющих все карбонатные фрагменты после их отложения [62]. Причина осаждения карбоната в отверстиях точно не установлена, однако она может быть связана с локальным повышением рН в трубках вследствие поглощения CO₂ соседними фотосинтезирующими водорослями или бактериями, усваивающими органические остатки, сохранившиеся в освободившихся трубках. В сделанных водорослями отверстиях, обнаруживаемых в карбонатах умеренных широт, не отмечается какого-либо осаждения карбонатов [323] даже при пересыщении морской воды относительно CaCO₃.

 

 

Рис. 2.8. Карбонатные зерна в шлифах, а-кальцитовые обломки раковин брахиопод (b) и шипы (s). Динантский ярус (нижний карбон) юго-запада Шотландии; б-крупные фрагменты водоросли Halimeda (H) с пеллетами, аморфными комками и обломками фораминифер (f). Современные карбонатные пески лагуны Бимини, Багамские банки (коллекция Р. Тилла); в-прикрепляющиеся известковые нитевидные водоросли рода Garwoodia. Динантский ярус Нортумберлендского бассейна, Англия; г - микритизированные скелетные обломки моллюсков в грейпстоуновой частице (g) и овоидная бесструктурная пеллета (р) (в скрещенных николях). Современные карбонатные пески Бимини, Багамские острова; д, е-обломки иглокожих (при параллельных николях и в скрещенных николях соответственно); видна характерная «точечная» структура заполненных кальцитом пор, а также отдельные фрагменты, ведущие себя как единичные кристаллы кальцита. Обратите внимание на концентрическое обрастание частиц цементом (гл. 29), оптически однородным с отдельными зернами. Средняя юра, район Мендипс, Англия. Все масштабные отрезки соответствуют 100 мкм.

 

Микритовые оболочки, образующиеся за счет покровов нитевидных водорослей, описаны Коблуком и Риском [462]. Внутри капилляров и на погибших водорослях, поднимающихся над поверхностью морского дна, отмечается быстрое осаждение низко-магнезиального кальцита. Срастание погибших и отвердевших вследствие отложения карбоната кальция нитей может привести к образованию водорослевой микритовой оболочки, которая нарастает по краям частиц, где до этого образовались отверстия. Затем происходит микритизация в соответствии с описанным выше механизмом, предложенным Батерстом.

При дальнейшем анализе имеющихся данных становится очевидным, что образованные сверлящими водорослями микритовые оболочки могут развиваться внутрь и заполнять раковины целиком. Таким путем образуются аморфные комковатые частицы. У них нет замысловатой раковинной структуры, которая в случае сохранения свидетельствует в пользу первоначального происхождения частиц из фрагментов раковин [62]. В некоторых лагунах Багамских островов и Персидского залива подобные угловатые комки составляют значительную часть осадка. Такие частицы следует относить к классу карбонатных частиц, известных под названием интракластов. К этому классу обычно относятся карбонатные частицы, которые были переработаны в бассейне отложения [266]. Микритовые аморфные комки, образовавшиеся вследствие микритизации, строго говоря, не являются интракластами, однако их следует включить в это понятие, поскольку они неотличимы от истинно переработанных интракластов иного происхождения. К интракластам, таким образом, относится весьма разнообразная группа частиц. Они включают переработанные фрагменты бичрока (гл. 29), обломки хардграунда («твердого дна»; гл. 29), грейпстоуны (разд. 2л), более древние литифицированные карбонатные частицы, а также аморфные комки скелетного происхождения. Однако читатель должен обратить внимание на то, что даже самых незначительных следов остаточной скелетной структуры в аморфных комках достаточно для того, чтобы классифицировать частицы как скелетные обломки. Для надежного отождествления карбонатных корок с микритовыми оболочками и ответа на вопрос: «Может ли быть корка водорослевым покровом?»-необходимы тщательные наблюдения и терпеливые размышления. А как же иначе можно установить различия?

2и. Пеллеты и пелоиды. В тихих лагунах с арагонитовым илом на дне большое количество моллюсков (главным образом гастропод и двустворок), червей и ракообразных пропускают через себя обогащенные органическим веществом илы для того, чтобы извлечь необходимые питательные вещества. Использованный ил выбрасывается в виде яйцеобразных фекальных пеллет размером от 0,1 до 3 мм в длину и от 0,05 до 1 мм в ширину. Величины отношения длины к ширине находятся в пределах от 1,5 до 3. В разрезе пеллеты темные, тонкодисперсные и бесструктурные (рис. 2.7,6, 2.8, г). Они содержат много органического вещества и являются мягкими, пока свежие. Более старые пеллеты достаточно твердые, что, вероятно, обусловлено быстрым осаждением карбонатов между, мельчайшими фрагментами. Разнос арагонитового ила может приводить к формированию пеллетных песчаных отложений, подобных тем, которые встречаются в Персидском заливе (гл. 23).

 

 

Рис. 2.9. Карбонатные зерна в шлифах, а, б-фрагмент раковины моллюска с хорошо развитыми водорослевыми отверстиями при параллельных николях (а) и в скрещенных николях (б); в-фрагмент раковины моллюска с хорошо развитой микритовой оболочкой, образованной сросшимися и заполненными водорослевыми отверстиями; г-интракласт, состоящий из крупного аморфного комка и сцементированных посредством микритизации пелоидов. Динантский ярус Нортумберлендского бассейна, Англия; д, е-современные ооиды при параллельных (д) и в скрещенных (е) николях. Обратите внимание на оболочечный ооид с пеллетовым ядром (SO) и псевдоодноосные сечения; ж -ооид крупным планом. Видны тонкие слои и более темные участки органического клейкого вещества и водорослевых отверстий; з-древний оболочечный ооид с пеллетным ядром и радиальной структурой внешнего слоя. Динантский ярус Нортумберлендского бассейна, Англия. Все масштабные отрезки соответствуют 100 мкм. Образцы а-e, д-ж получены из современных карбонатов района лагуны Бимини, Багамские острова (коллекция Р. Тилла).

 

В древних карбонатных породах фекальные пеллеты с большим трудом можно отличить от отшлифованных аморфных комков, образовавшихся при микритизации раковин и других процессах, включая и полную микритизацию оолитов. По этой причине для обозначения любой бесструктурной яйцеобразной микритовой частицы, до тех пор пока ее генезис в ходе других наблюдений не будет точно установлен, лучше всего использовать термин пелоид.

2к. Оолиты. Ни одна другая карбонатная частица не привлекает большего внимания седиментологов, чем скромный оолит. Имеются буквально сотни работ, посвященных различным аспектам происхождения и диагенеза оолитов. В этом разделе мы сконцентрируем внимание на происхождении современных оолитов, а обсуждение запутанной проблемы их диагенеза отложим до гл. 29. Оолиты представляют собой сферические или слегка яйцеобразные округлые карбонатные частицы, обладающие ядром из обломочного материала и имеющие концентрическую слоистую оболочку (рис. 2.7,г, 2.9 д, е) из тонко дисперсно го арагонита или высокомагнезиального кальцита, часто с большим количеством тонких органических клейких водорослевых слоев. Они встречаются в комплексах песчаных гряд и дюн областей сильных приливных течений (гл. 23) или в отложениях пляжей литорали или мелководной сублиторали. Диаметр ооидов изменяется в пределах от 0,1 до 1,5 мм. Когда оболочка очень тонка и содержит один или два тонких арагонитовых слоя, говорят, что это ооид в форме оболочки (superficial). Обычно отдельные арагонитовые слои имеют толщину до 10 мкм. Во многих шлифах неизмененных арагонитовых ооидов в скрещенных николях наблюдается псевдоодноосная отрицательная фигура. Это означает, что в данном случае преобладающей ориентировкой арагонитовых кристаллов является та, при которой кристаллы своими с-осями расположены тангенциально к поверхности ооида. Сказанное подтверждается рентгеновским и электронно-микроскопическим анализами. Электронно-микроскопическими исследованиями установлено, что арагонитовые кристаллы имеют форму игольчатых частиц длиной 1-2 мкм с уплощенными конечными гранями (см., например, [521]). Некоторые оолиты, особенно из Большого Соленого озера (США) [329, 431, 700], характеризуются оригинальной радиальной арагонитовой микроструктурой, а также наличием каких-то неориентированных чешуек, которыми могут быть обогащены глинистые минералы. В Персидском заливе в оолитах из областей сильного волнового воздействия наблюдается хорошо выраженное концентрическое расположение отдельных арагонитовых иголочек, тогда как в оолитах из более защищенных от волнового воздействия районов арагонитовые иголочки имеют радиальную ориентировку и менее плотную упаковку [521].

Что касается без конца обсуждаемого вопроса о происхождении оолитов, то мы можем быть уверены, что в областях сильного волнового воздействия каким-то образом стимулируется рост арагонитовых кристаллов по касательной к поверхности оолита, тогда как в областях слабого волнового воздействия (Большое Соленое озеро, лагуна Мадре, закрытые от волнового воздействия районы Персидского залива) происходит радиальный рост кристаллов. Осаждение чередующихся оолитовых карбонатных и органических слоев вокруг сферул в лабораторных условиях наблюдается при высокой концентрации органического вещества в виде гуматов и в том случае, когда вокруг подходящих ядер могут образоваться органические мембраны [195, 252, 801]. Полученные в ходе эксперимента карбонатные слои представлены арагонитовыми кристаллами, растущими радиально при «спокойных» лабораторных условиях; после перемешивания они приобретают тангенциальное расположение. Возможно, что арагонитовые кристаллы при их зарождении в органической массе ооида растут в радиальном направлении, подобно тому как это происходит при непрерывном росте любой кристаллической структуры от твердой поверхности. В условиях волнового воздействия такая радиальная структура под влиянием турбулентности и периодического истирания, по-видимому, будет видоизменяться в структуру тангенциальную, концентрическую. Как предположил Сор-би, по аналогии со снежным комом игольчатые кристаллы арагонита попросту налипают на внешнюю поверхность ооида при его перекатывании. Однако с механизмом «снежного кома» трудно согласиться, поскольку отсутствуют доказательства наличия клейкой сцепляющей основы на внешней поверхности гладкого полированного ооида.

Большой проблемой остается источник арагонитовых иголочек, поскольку трудно себе представить наличие столь крошечных кристалликов в составе наносов, влекомых по дну под действием таких высокоэнергетических водных масс, какими являются приливно-отливные потоки над оолитовыми отмелями. Одним из возможных путей решения этой проблемы могло бы быть выяснение того, не находятся ли оолиты значительную часть времени в прибрежной полосе внутри движущихся донных образований, таких, как песчаные волны, дюны, знаки ряби [195]. Здесь, по-видимому, формируются органические оболочки, которые инициируют рост из поровых вод между оолитовыми частицами тонких слоев радиально расположенных кристаллов арагонита. Дальнейшее попадание частиц в турбулентный слой потока наносов приводит, очевидно, к механическому упорядочению арагонитовых иголочек в тангенциальном направлении или стимулирует тангенциальный рост кристаллов. В спокойных водах у оолитов, вероятно, будет сохраняться радиальная структура. Развитие чередующихся концентрических слоев можно объяснить периодическими переносом и захоронением.

В противоположность вышеуказанному можно отметить, что во время успешных лабораторных экспериментов с бикарбонатными растворами Дилмен [201] получил тангенциально ориентированные оолиты типа багамских. Периодическое перемешивание приводило к тому, что вокруг ядер осаждались игольчатые кристаллы арагонита вследствие процесса, аналогичного наблюдаемому при образовании кристаллов за счет столкновения однотипных частиц. При дальнейшем перемешивании грани игольчатых кристаллов арагонита становились хорошо окатанными, а поверхности ооидов хорошо отполировывались. Тангенциальные арагонитовые кристаллы удерживались вместе под действием обычных сил связи. Эти интересные результаты хорошо соответствуют тому, что наблюдается в действительности, будь то свойства природных ооидов или физическая среда их образования. В экспериментальных образцах, полученных из простых бикарбонатных растворов, клейкие слои, имеющиеся в природных ооидах, отсутствовали. Нет сомнений в том, что эти слои должны формироваться во время периодов, когда ооиды не растут и покрываются слизью сине-зеленых водорослей.

2л. Грейпстоуны. Значительные пространства Багамских банок покрыты частицами, представляющими собой сцементированные агрегаты более мелких частиц (обломков раковин, ооидов, пеллет) и по внешнему виду напоминающими микроскопические гроздья винограда (рис. 2.7, в). Интенсивная микритизация заполненных водорослевых отверстий обычно затушевывает любую первоначальную внутреннюю структуру частиц. Полагают, что цементация посредством микритового арагонита и интенсивная микритизация отражают форму роста в пределах мата, образуемого сине-зелеными водорослями ниже приливной зоны (гл. 23). Мат обеспечивает устойчивость подстилающих его осадков к приливным и волновым воздействиям. В дальнейшем при периодическом «разламывании» матов во время штормов образуются агрегаты грейпстоунов. Поэтому грейпстоуны, вне всякого сомнения, относятся к типу интракластов, что следует из данного выше определения.

2м. Полигенетичные карбонатные зерна. Мы рассмотрели пять основных типов современных карбонатных зерен: игольчатые кристаллы арагонита, скелетные фрагменты, оолиты, пелоиды и интракласты. Последние четыре типа частиц часто называют аллохемами в противоположность арагониту, осажденному (предположительно) непосредственно химическим абиогенным путем. Игольчатые кристаллики арагонита по своим размерам аналогичны частицам глинистых минералов, слагающих кластические илы, тогда как аллохемы представлены частицами алевритовой, песчаной и гравийной размерности (гл. 4). Выше мы видели, что игольчатые кристаллы арагонита могут быть осаждены химическим путем (т.е. являться хемогенными) или иметь водорослевое происхождение, а просверленные и микритизованные частицы могут превращаться в аморфные комки. Окатанные аморфные комки скелетного происхождения, микритизованные оолиты и фекальные пеллеты не всегда четко отличаются друг от друга, и во многих случаях их следует относить к единой группе пелоидов. Наш вывод прост: образцы частиц данного типа могут иметь совершенно различное происхождение, т.е. эти частицы являются полигенетичными.

2н. Мелководные карбонаты умеренного пояса. Среди карбонатов умеренного пояса отсутствуют оолитовые, интракластовые и пеллетные аллохемы, а также водорослевые и коралловые карбонаты, которые характерны для тепловодных районов [499]. Просверленные водорослями отверстия в карбонатах умеренного пояса, по-видимому, остаются незаполненными; поэтому для них не характерны микритовые оболочки. Это является одной из причин сохранности в подобных карбонатах скелетного арагонита. Такие факты, как отсутствие в умеренных широтах указанных выше аллохем и заполнения пор, а также широкое развитие процесса растворения раковин [3], очевидно, отражают меньшую степень пересыщенности морской воды или даже ее недосыщенность карбонатом кальция.

2о. Растворение CaCO₃ в глубинах океана. На карте распределения содержания CaCO₃ в донных осадках Мирового океана (рис. 2.1) видно значительное сходство распространения пелагических кокколитовых и фораминиферовых карбонатных илов с положением осевых зон и флангов системы срединно-океанических хребтов. Детальное картирование показывает, что ниже глубины около 5 км в Атлантическом океане и около 3,5 км в Тихом океане карбонатные осадки встречаются редко. Такое распределение лишь частично зависит от столь необычного свойства CaCO₃, как большая растворимость в холодных водах, нежели в теплых. С глубиной температура океанской воды вначале уменьшается очень быстро до значения около 5°С на глубине порядка 1000 м, а затем уменьшение идет медленнее до тех пор, пока температура не достигнет своего минимума, равного приблизительно 2°С. Более важное значение имеет увеличение с глубиной давления, которое является причиной роста Рсо₂ и отсюда - понижения рН. Оба указанных эффекта приводят к тому, что с увеличением глубины уменьшается пересыщенность морской воды карбонатом кальция.    Арагонит - более    растворимая

форма карбоната кальция. С глубиной недосыщенность им достигается значительно быстрее по сравнению с кальцитом. В Тихом океане глубина недосыщенности арагонитом появляется на глубине около 500 м, в Атлантическом-около 2000 м (рис. 2.10). Поэтому пелагические организмы с арагонитовыми скелетами, такие, как птероподы (группа мельчайших гастропод), в значительно большей мере подвержены растворению по сравнению с кокколитами, имеющими кальцитовый состав. В Тихом океане недосыщенность кальцитом достигается на глубинах между 400 и 3500 м, в Атлантическом океане-между 4000 и 5000 м (рис. 2.10). Зоны, где начинается недосыщенность морской воды по отношению к арагониту или кальциту, называют глубинами карбонатного насыщения (ГКН). Сохранность остатков организмов с кальцитовыми скелетами ниже ГКН зависит от скорости осаждения частиц и скорости растворения CaCO₃. Поэтому скорость растворения частично определяется и размером скелетов. Важным фактором может быть, кроме того, сдерживание растворения адсорбированными молекулами (см. ниже).

Различия в глубинах карбонатного насыщения в разных океанах в значительной мере зависят от величины рН. Воды Тихого океана содержат намного больше органических остатков по сравнению с водами Атлантического океана. При окислении остатков образуются ионы H ⁺, часть которых расходуется в приведенных выше буферных реакциях (2.3) и (2.4). Небольшое количество ионов H⁺ B этих реакциях не компенсируется, в результате кислотность глубинных вод возрастает. Это явление служит причиной того, что карбонат кальция растворяется в большей мере и поэтому в меньшей степени обогащает осадки Тихого океана по сравнению с осадками Атлантического океана. Как показали расчеты, около 80% CaCO₃, продуцируемого планктонными организмами в фотическом слое океанских вод, разрушается вследствие растворения.

Помимо глубины карбонатного насыщения следует также определить понятие критической глубины - глубины, при которой океанские карбонатные донные осадки подвергаются растворению ( В отечественной литературе критической называют глубину, на которой содержание CaCO₃ в донных осадках с ростом глубины снижается до менее 10%. - Прим. перев.).  Глубина, на которой, согласно данным микроскопических исследований, резко ускоряется растворение раковин, называется лизоклином [69]. Глубина, на которой CaCO₃ исчезает из донных осадков, называется компенсационной глубиной карбонатонакопления (Понятие было введено Мерреем и Ренаром в 1891 г. и принято до сих пор. Компенсационной называют глубину, на которой скорость поступления карбонатного материала равна скорости его растворения-Прим. пврев.). Как лизоклин, так и компенсационная глубина расположены ниже глубины карбонатного насыщения и, следовательно, находятся в пределах зоны недосышенности. Растворение CaCO₃ резко ускоряется на критической ступени недосыщенности, которая зависит от концентрации органического вещества и фосфатов в глубинных океанских водах. Адсорбированные фосфаты и органическое вещество действуют как ингибиторы растворения [150]. Последнее не ускоряется до тех пор, пока эти вещества в глубинных водах не будут удалены с карбонатных частиц [76, 588, 811].

 

 

 

Рис. 2.10. Зависимость степени насыщенности арагонита и кальцита от глубины в Тихом и Атлантическом океанах (по Брёккеру [125]). Обсуждение см. в тексте.

 

2п. Выводы. Поверхностные субтропические океанские воды являются пересыщенными относительно кальцита, арагонита и доломита, однако мешающие кинети ческие факторы ограничивают осаждение карбонатов. Поэтому большинство карбонатных частиц в мелководных тропических районах прямо или косвенно имеет биологическое происхождение и состоит из находящихся в переменных соотношениях кальцита, высокомагнезиального кальцита и арагонита. В океанах на больших глубинах происходит растворение карбонатов. Это вызвано уменьшением с глубиной содержания адсорбированных компонентов в зоне недосыщенности CaCO₃. Поэтому и здесь карбонатное равновесие определяется преимущественно кинетическими эффектами.

 

Приложение 2.1

Методики окрашивания и получения пленок

Кальцит, железистый кальцит, доломит и железистый доломит могут быть определены посредством следующей методики, основанной на изучении либо непокрытых шлифов, либо отшлифованных брусков, подготовленных для изготовления ацетатных пленок.

Растворите 1 г ализарина красного-С и 5 г феррицианида в 1 л 0,2%-ной HCl (смешайте 998 мл дистиллированной воды с 2 мл концентрированной кислоты). Имейте в виду, что этот краситель сохраняет свою активность лишь в течение примерно одних суток. Протравите непокрытый шлиф или отшлифованный брусок в 2%-ной HCl в течение 20 с. Немедленно промойте его в дистиллированной воде. Погрузите шлиф или брусок в окрашивающий раствор на 4 мин. Извлеките препарат из раствора и аккуратно промойте дистиллированной водой. Прежде чем покрывать препарат, дайте ему высохнуть. Многие специалисты считают полезным окрашивать лишь половину шлифа, поскольку окрашивание может скрыть от наблюдателя и сделать непонятными некоторые мелкие петрографические детали. С помощью приведенной методики кальцит окрашивается в розовый цвет. Изменение окраски в последовательности розовая - розовато-лиловая - пурпурная-синяя свидетельствует об увеличении концентрации Fe^{2 +} до примерно 5% (подробности см. в работе [506]). Доломит не окрашивается (не спутайте его с кварцем!), железистый доломит окрашивается в бирюзовый цвет.

Высокомагнезиальный кальцит в современных карбонатах в основном окрашивают с использованием раствора 0,5 г желтого реактива Клэйтона, 4 г NaOH и 2 г ЭДТА¹ в 500 мл дистиллированной воды, а также фиксажа-20%-ного раствора NaOH. Образец в течение 20 с протравливается в 5%-ной уксусной кислоте, вы-

¹ Этилендиаминтетрауксуснокислый натрий (трилон Б).-Прим. перев.

сушивается и погружается на 20 мин в окрашивающий раствор. После высушивания на воздухе образцы на 30 с погружают в фиксаж, а затем окончательно высушиваются и далее покрываются пленкой. Высокомагнезиальный кальцит окрашивается в цвета от красного до светло-розового.

Арагонит в современных карбонатах можно окрасить с помощью раствора Файгла. Добавьте 1 г Ag₂SO₄ в раствор 11,8 г MnSO₄ •7H₂O в 100 мл дистиллированной воды. Доведите до кипения. Охладите. Взвесь отфильтруйте и добавьте две капли разбавленного раствора NaOH. Через 1-2 ч образовавшийся осадок отфильтруйте, раствор храните в темной посуде. Арагонит окрашивается в черный цвет, в то время как кальцит и доломит не окрашиваются. Пленки делают на сырых окрашенных поверхностях или на сухих поверхностях неокрашенных отшлифованных брусков. Поверхность бруска (отшлифованную карборундовым порошком с размером зерен не менее 1/600 дюйма) погружают в ацетон, смоченный брусок вынимают и, начиная с одного из углов бруска, аккуратно раскатывают по поверхности слой тонкой ацетатной пленки. Наклон бруска обусловливает вытекание из него избытка ацетона еще до фиксации ацетата. Однако не следует допускать, чтобы до фиксации ацетон на поверхности бруска испарился. Отставьте брусок в сторону на 10 мин, затем снимите пленку. В этом случае получается идеальная репродукция известняка (и его окраски). Этот метод советуем применять начинающим. Если овладеть методикой, то можно достичь очень высокой производительности. Полученные пленки храните зажатыми между стеклянными пластинками, скрепленными по краям защитной липкой пленкой. Первоначальное хранение пленки под грузом предотвратит ее скручивание.