Карбонатные породы составляют 20 % всей массы осадочных образований. Основные составные части (более 50 %) – карбонатные минералы кальцит (CaCO3) и доломит (CaMg(CO3)2); могут присутствовать арагонит, магнезит, сидерит. Иногда в значительном количестве присутствует глинистый материал. Наиболее характерны: известняки, доломиты, мел, мергели, смешанные известково-доломитовые образования.
Структурные элементы или породообразующие компоненты, слагающие породу – продукт действия процессов, развивающихся под влиянием факторов среды на различных этапах (стадиях) формирования карбонатных отложений.
В связи с этим при изучении генетической природы карбонатных отложений главный метод исследования – структурный анализ – диагностика породообразующих компонентов и определение процессов, приводящих к их образованию. Действие процесса или групп процессов (способ образования) на стадиях сингенеза и раннего диагенеза обусловлено в каждой конкретной обстановке осадконакопления сочетанием ее основных параметров: глубиной осаждения вещества, кислородным режимом, гидродинамической активностью, составом морской и поровой вод, влиянием метеорных осадков и источников сноса. Эти процессы приводят к образованию комплекса породообразующих компонентов, состав и процентное соотношение которых обуславливают формирование того или иного структурно-генетического типа породы.
Породообразующие компоненты объединены в группы с учетом их строения и происхождения.
В составе структурных компонентов три большие группы: А – форменные компоненты, включающие скелетные остатки и бесскелетные; Б – скрытокристаллические агрегаты аутигенных минералов и В – яснокристаллические агрегаты аутигенных минералов. Отдельная группа – элементы-примеси (вулканогенные, терригенные, глинистые) и органическое вещество (ОВ).
Группа А – форменные компоненты:
целые скелеты морских беспозвоночных животных организмов и известковых водорослей – играют главную роль в составе биогермных пород, служат материалом для образования большой группы компонентов, являющихся их производными; очень разнообразны форма и структура скелетов
компоненты-производные скелетов морских организмов и известковых водорослей – главный из них органогенный детрит и его разновидности (спикулы губок, фрагменты водорослей, органогенный шлам, органогенные обломки); детрит и шлам могут быть продуктами действия процессов различного типа
форменные компоненты разнородные по форме и генезису: во-первых, сложного строения (строматолиты и биогенные желваки); во-вторых, бесскелетные (онколиты, микрофитолиты, оолиты, комки различной формы и происхождения, интракласты); в-третьих, составные зерна.
Группы Б и В: скрытокристаллические и яснокристаллические агрегаты минералов различного состава, которые могут слагать основную массу карбонатной породы или цементировать форменные компоненты; структурные формы минералов связаны с различными стадиями формирования отложений (одни и те же могут быть образованы на разных этапах).
Отдельная группа: компоненты-примеси – глинистые минералы, терригенные зерна, вулканический пепел и органическое вещество; второстепенны по количественному содержанию, весьма информативны в отношении генезиса вмещающей породы.
Карбонатные породы характеризуются сложным характером пустотного пространства, формирование которого обусловлено как их структурно-текстурными особенностями, закладывающимися в стадию седиментации, так и различными постседиментационными преобразованиями.
Классификация пустотной системы коллектора (Дмитриевский, 1982):
Матричная емкость – формируется и преобразуется в процессе седиментогенеза и постседиментационных преобразований в толще породы (d < 1 мм)
Поры – первичные пустоты стадии осадконакопления
Пороиды – вторичные пустоты стадии диа-, ката-, гипергенеза (например, поры перекристаллизации и доломитизации)
Аматричная емкость – образована в уже сформированной породе под действием тектонических сил либо растворения
Трещины – удлиненные полости разрыва; мелкие трещины – часть матричной пористости, крупные – основа аматричной пористости
Каверны и карстовые полости – системы полостей растворения (выщелачивания) по уже сформированной породе (d > 1 мм)
В основу типизации процессов образования компонентов положены главные факторы, вызывающие их возникновение и развитие, выделяют три группы: I – биогенные, II – физические (механогенные) и III – физико-химические.
Группа I – биогенные процессы – играют главную роль в образовании структурных компонентов карбонатных пород; могут иметь противоположные действия: одни приводят к концентрации вещества, а другие – к деструкции компонентов.
Первый случай – процесс биогенной концентрации вещества – происходит тремя способами: органический и физиологический способы концентрации извести – продуцируются целые скелеты многочисленных групп животных и растительных организмов; биохимическое осаждение извести, связанное с жизнедеятельностью бактерий – появление нескелетных форменных компонентов, подобных оолитам и онколитам.
Второй случай – разрушение целых скелетов и возникновение их производных, главными из которых являются детрит, шлам и пелитоморфный карбонат.
Группа II – физические (механогенные) процессы – механическое обстукивание, окатывание частиц и их перемещение из мест образования в области скопления.
Группа III – физико-химические процессы – осаждение вещества из морской воды и многочисленные более поздние процессы; приводят к образованию агрегатов аутигенных компонентов, их число невелико, к основным относятся: кальцит и доломит, подчиненную роль играют сульфатные минералы (гипс, ангидрит), кварц и другие минеральные формы кремнезема, пирит, глауконит, окислы и гидроокислы железа.
Указанные выше группы процессов характерны для разных стадий формирования породы. Биогенные и физические процессы протекают на стадии накопления осадка – в сингенезе, а физико-химические (за исключением процессов осаждения вещества из морской воды) характерны для более поздних стадий – раннего или позднего диагенеза, а также эпигенеза.
Большое число новообразованных компонентов появляется в осадке на стадии диагенеза в условиях изменчивости параметров физико-химических обстановок, причиной чего в значительной мере является жизнедеятельность бактерий. На этом этапе формирования породы в процессе литификации осадка происходит:
во-первых, замещение нестабильных форм минералов стабильными (например, арагонит и высокомагнезиальный кальцит замещаются обычным в ископаемом состоянии низкомагнезиальным кальцитом, а протодоломит – доломитом);
во-вторых, выпадение вещества из поровых растворов и кристаллизация в пустотах различных минералов;
в-третьих, перекристаллизация осадка с изменением и без изменения первоначального состава.
Кроме того, важнейшими преобразованиями на ранних стадиях формирования породы являются избирательное растворение и перекристаллизация скелетов организмов, что может привести к существенным отличиям между первоначальным составом комплексов организмов (биоценоз и танатациноз) и наблюдаемым в ископаемом состоянии (ориктоценоз).
Изменения, происходящие в осадке на стадии диагенеза, в особенности раннего, обусловливают исчезновение одних компонентов и появление других. Эти изменения тесно связаны с обстановками осадконакопления. Поэтому их особенности должны использоваться при реконструкции этих обстановок.
Более поздние преобразования, приуроченные к эпигенезу, вызваны тектоническими перестройками, которые активизируют движения флюидов, в том числе углеводородов. В результате этих преобразований первичная структура породы может быть изменена полностью. В связи с этим выявление компонентов, относящихся к поздним стадиям преобразования, также имеет важное значение для диагностики карбонатных пород.
Постседиментационные (вторичные) изменения карбонатных пород:
перекристаллизация карбонатных минералов, сопровождающаяся структурной перестройкой породы;
появление новых аутигенных карбонатных минералов и их перекристаллизация;
выщелачивание, нередко многократное;
появление новых аутигенных некарбонатных минералов (глауконит, фосфаты, гидроокислы железа и т.д.);
цементация вследствие аутигенного минералообразования и перекристаллизации;
компакция – уплотнение пород путем сокращения объема под давлением, включает механические и химические процессы (стилолиты, прожилки растворения, межзерновая компакция, диагенетическая слоистость).
1) Перекристаллизация – процесс частичного растворения, осаждения, перераспределения вещества, приводящий к изменению структурно-текстурных особенностей породы. Причина: стремление вещества к уменьшению поверхностной энергии, что достигается при возрастании величины зерен. Таким образом, перекристаллизация заключается в изменении размера зерен без изменения химического состава.
Характерный процесс – замещение тонкокристаллического микритового карбонатного вещества яснокристаллическим спаритовым. В первично пористых биоморфных, обломочных, оолитовых осадках возникают кальцитовые щетки и крустификационный цемент, регенерационные каемки вокруг зерен.
На перекристаллизацию карбонатных пород большое влияние оказывают примеси глинистого, кремнистого, органического вещества: создают вокруг карбонатных зерен непроницаемую коллоидальную пленку, чем замедляют процессы растворения и перекристаллизации и «запечатывают» на ранних стадиях литогенеза имеющиеся в породах пустоты и трещины.
2) Аутигенное карбонатное минералообразование – вторичный процесс, выражается в появлении новых карбонатных минералов и обычно сопровождается их перекристаллизацией.
На стадии диагенеза образуются арагонит, высокомагнезиальный кальцит, кальцит и доломит; на постдиагенетических стадиях – кальцит и доломит. Минералы проявляются в виде щеток мелких кристаллов на зернах разного происхождения, регенерационных оболочек, участков, сложенных мелкими кристаллами.
Доломитизация – широко развитый в природе процесс постседиментационного образования доломита в результате метасоматического замещения известкового, кремнисто-известкового ила различной генетической природы; сопровождается явлениями растворения – причина образования повышенной пористости во вторичных доломитах.
Кальцитизация – замещение доломита и других минералов кальцитом, обрастание регенерационными каемками органических остатков, заполнение кальцитом пор, каверн и трещин разного генезиса в известняках и доломитах под влиянием взаимодействия пород с водами гидрокарбонатно-кальциевого состава; по кальцитизированным участкам могут впоследствии развиваться пустоты выщелачивания.
3) Выщелачивание – растворение, происходящее в породах преимущественно карбонатных, на протяжении всего геологического времени, пока в них циркулируют растворители, непрерывно меняющие при этом характер пустотного пространства, величину пористости и степень проницаемости; сопровождается выносом вещества. Растворимость пород зависит от генезиса. Карбонатные минералы по уменьшению растворимости: арагонит - кальцит - доломит - магнезит (возможны нарушения последовательности, вследствие специфики подземных вод).
4) Аутигенное некарбонатное минералообразование – процесс образования новых некарбонатных минералов.
На стадии диагенеза: пигментируют зерна, выполняют полости раковин, инкрустифицируют зерна различного генезиса, образуют микроагрегаты; гидроокислы железа, фосфаты кальция, глауконит, пирит, халцедон.
На стадии катагенеза: цементация, заполнение пор пород в результате раскристаллизации растворенного минерального вещества подземных вод, процессы метасоматоза. Характерные процессы – окремнение и сульфатизация.
Сульфатизация – цементация породы сульфатами (гипсом, ангидритом, целестином, баритом и др.), выполнение пор, каверн и трещин, метасоматическое замещение кальцита, доломита и других минералов; может происходить на различных этапах литогенеза, наиболее активно – при значительной минерализации пластовых сульфатно-кальциево-магниевых вод.
Окремнение – вторичное замещение карбонатных и других минералов или их агрегатов кремнеземом в осадке и в породе и заполнение ими пор, каверн и трещин; характеризуется присутствием кремнезема, который может иметь биогенное и абиогенное происхождение. При воздействии на кремнистые и окремненные породы щелочных вод (рН>8) происходит частичное растворение кремнезема с образованием вторичных пор выщелачивания. Кремнезем придает породам хрупкость и способствует их растрескиванию.
Размер зерен карбонатных минералов менее 0,01 мм – минерал первичный, седиментационный; более 0,01 мм – перекристаллизованный. Зерна, перекристаллизованные в стадию диагенеза, непрозрачные (содержат примесь); в стадию эпигенеза – более крупные, прозрачные. На стадии метагенеза в карбонатных породах продолжаются процессы перекристаллизации и укрупнения зерен, от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты; характерны мраморизованные известняки и доломиты.
Данная классификация породообразующих компонентов принадлежит ВНИГНИ: Фортунатова и др., 2005. По компонентному составу определяется литолого-генетический тип карбонатной породы, затем генетический тип и группа отложений.
Существует международная система, основанная на классификации породообразующих компонентов Р. Фолка (1959) и классификации структур Р. Данхэма (1962).
По Р. Данхэму (1962):
Первично-осадочная структура распознаваема
Первичные компоненты не были скреплены во время отложения
Порода содержит ил (частицы пелитовой или мелкоалевритовой размерности)
Опорой породы является ил
Зерен менее 10 % – Мадстоун
Зерен более 10 % – Вакстоун
Зерна опираются друг на друга – Пакстоун
Порода не содержит ила и состоит из опирающихся друг на друга зерен – Грейнстоун
Первичные компоненты были скреплены во время отложения – Баундстоун
(автохтонный известняк, первичные компоненты которого связывались организмами в процессе осаждения; остатки организмов находились в процессе роста)
Первичная структура не распознаваема – Кристаллическая карбонатная порода
(разделяются по физическим показателям структурных элементов: размеру, морфологии кристаллов и др.)
Бентосное карбонатонакопление контролируется освещенностью, донной температурой, степенью эвтрофности (эвтрофный водоем – неглубокий, хорошо прогреваемый водоем, с большой продуктивностью и повышенным содержанием органических веществ), привносом терригенного материала и эволюционным состоянием морской биоты. Циклическая смена скелетных ассоциаций (биофаций) связана с высокоамплитудными колебаниями уровня моря.
По В. Шлягеру, выделяются три главные обстановки (“фабрики”) бентосного карбонатонакопления:
тропическая мелководная – фотозойные карбонатные осадки;
прохладноводная – гетерозойные карбонатные осадки, – локальное карбонатонакопление в глубоководных течениевых обстановках;
иловохолмная – ископаемая осадочная система, характеризующаяся накоплением микробного микрокристаллического кальцита в виде холмов, – локальное карбонатонакопление вокруг метановых сипов (среднедевонские иловые холмы Аззель Мати, Алжир).
Фотозойные карбонаты образуются на теплых мелководьях с минимальной среднегодовой температурой воды не ниже 15-20ºС. Типичные продукты фотозойной обстановки – разнообразные, в основном микритовые, продукты микробной органо- и биоминерализации, ооиды, пелоиды, микритизированные зерна. Характерно обилие и разнообразие зеленых водорослей, крупных симбионтсодержащих фораминифер и герматипных Metazoa с массивными скелетами. По мере увеличения глубины, затенения дна и уменьшения температуры придонной воды устанавливается гетерозойная ассоциация бентоса, в которой отсутствуют известковые зеленые водоросли, симбионтсодержащие герматипные кораллы и не образуются ооиды и микритизированные зерна. Гетерозойные фации сложены багрянками со скелетным обызвествлением и разнообразными Metazoa, как правило, лишенными симбиотических водорослей. Характерно обилие и разнообразие моллюсков, иглокожих и мшанок. Каждая из двух главных обстановок вмещает различные современные и ископаемые ассоциации бентоса.
Седиментация карбонатных осадков происходит в настоящее время на территориях двух типов: на площадях, соединенных с континентом (берега южной Флориды, юго-западное побережье Персидского залива), и на изолированных площадях, поднимающихся из океанических глубин (Багамская площадь, атоллы Тихого и Индийского океанов).
Карбонатные платформы – основной способ накопления карбонатных осадков – крупномасштабное (более 1-10 км) геологическое тело, сложенное осадочными карбонатами, как правило, повышенной мощности и более мелководными по сравнению с прилегающими фациями «бассейна» – 5 ТИПОВ.
 |
Два фундаментальных различия между карбонатными и терригенными резервуарами:
Более высокая химическая реактивность карбонатов: поровое пространство в песчаниках в основном сохраняет однородность и простое, межзерновое строение, а карбонатные резервуары отличаются разнообразием размеров и форм пор, неоднородностями распределения пор, часто полностью вторичной системой пор
Образование частиц терригенного осадка происходит на удалении от бассейна осадоконакопления, отложение контролируется процессами транспорта и сортировки; карбонатные частицы зарождаются внутри бассейна осадконакопления, отложение контролируется биотой и местными гидродинамическими процессами
