Алексеев В.И. Конспект лекций по курсу Литология

Подождите немного. Документ загружается.

ствам, глинистые породы содержат так называемые поглощенные ионы:

Ca2+, Mg2+, H+1, Na+1, K+1, PO4-3, SO4-2, Cl-1.

Структуры глинистых пород пелитовые, алевропелитовые, псаммопе-

литовые. По степени дисперсности различают крупную (грубодисперсную) и

тонкую (тонкодисперсную) пелитовые структуры; по степени кристаллично-

сти – кристаллические и аморфные структуры. Текстуры глинистых пород

слоистые и неслоистые. Преобладают горизонтально-слоистые текстуры.

Среди неслоистых текстур различают пятнистые, сетчатые

, хлопьевидные,

ооидные, конгломератовидные, брекчиевидные. В зависимости от ориенти-

ровки частиц выделяют неориентированные и ориентированные сланцеватые

текстуры.

Макроскопически многие глины представляют собой землистые массы,

часто жирные на ощупь. Излом глинистых пород зависит от степени дис-

персности, уплотнения и содержания примесей. Излом глин гладкий, ракови-

стый, землистый, а при наличии обломочной примеси –

неровный и шерохо-

ватый. Отдельность глинистых пород часто бывает связана со слоистостью и

сланцеватостью. Слоистые глины обладают плитчатой отдельностью, а не-

слоистые – комковатой, скорлуповатой.

АРГИЛЛИТЫ И ГЛИНИСТЫЕ СЛАНЦЫ

Аргиллиты и глинистые сланцы – преобразованные в стадии катагенеза

и метагенеза породы, плотные, хрупкие, сланцеватые, плохо размокающие

или не размокающие в воде и не обладающие пластичностью. Аргиллиты

слагаются в основном гидрослюдами и хлоритами с примесью смешанослой-

ных образований. Пелитовая часть в аргиллитах, так же как и в глинах, пред-

ставлена кварцем,

полевыми шпатами, слюдами. Физико-химическое преоб-

разование аргиллитов ведет к формированию глинистых или кровельных

сланцев, филлитов и других пород.

Макроскопически аргиллиты, глинистые сланцы отличаются сланцева-

тостью. Излом аргиллитов – оскольчатый, занозистый. Отдельность глини-

стых пород часто бывает связана со слоистостью и сланцеватостью. Слои-

стые аргиллиты обладают плитчатой отдельностью, а неслоистые –

комковатой,

угловатой, скорлуповатой.

Глинистые породы делят по обстановкам осадконакопления на элюви-

альные, морские (шельфовые и глубоководные) и континентальные (морен-

ные, озерные, болотные, аллювиальные, делювиально-пролювиальные и эо-

ловые). По происхождению выделяют хемогенные и обломочные глины.

Наиболее распространены хемогенные глины, формирующиеся в результате

химического выветривания силикатных пород с образованием континенталь-

ных и морских

кор выветривания. При разложении магматических и мета-

морфических пород в кислой среде образуются минералы группы каолинита,

а в щелочной среде – гидрослюды и хлориты. Монтмориллонит чаще образу-

ется при подводном химическом выветривании (гальмиролизе) эффузивных

и ультраосновных пород в слабощелочной среде. Типичными примерами хе-

могенных глин являются первичный каолин и монтмориллонитовые продук-

ты подводного выветривания.

Наряду с вторичными глинами, существуют хемогенные глины, синте-

зированные из природных растворов в водоемах суши и морях. Они образу-

ются в основном в результате одновременной коагуляции гелей кремнезема и

глинозема и

адсорбции катионов из воды. Такие седиментогенные глины от-

личаются крайне малым размером частиц, раковистым изломом и сложены

каолинитом, монтмориллонитом, палыгорскитом, сепиолитом, глауконитом

и шамозитом. Примерами могут служить сухарные каолинитовые и бентони-

товые глины.

Обломочные глины образуются к результате разрушения и пе-

реотложения глинистых кор выветривания и глинистых пород более древне-

го возраста, а также измельчения коренных пород. Образование обломочных

глин происходит в речных, озерно-болотных, лагунных и морских обстанов-

ках. Примером аллотигенных глинистых пород могут, вероятно, служить мо-

ренные глины.

Аутигенные глинистые минералы образуются и при постседиментаци-

онных изменениях глинистых пород на различных стадиях. При диагенети-

ческой фильтрации минерализованных подземных вод

в пористых, прони-

цаемых терригенных осадках происходит образование каолинита, гидрослюд

и хлоритов (рис. 19). На стадии диагенеза протекают также процессы раскри-

сталлизации и собирательной перекристаллизации неглинистых примесей:

переход опала в кристобалит, аморфных фосфатов в кристаллические, фор-

мирование вкрапленности и конкреций сульфидов, карбонатов, цеолитов, уг-

лефикация растительных остатков.

На стадии катагенеза под

влиянием повышающихся температуры и

давления и при участии поровых растворов одни глинистые минералы

трансформируются в другие. С увеличением глубины залегания осадочных

пород уменьшается роль разбухающих монтмориллонитовых и галлуазито-

вых глин, возрастает значение гидрослюдистых и хлоритовых агрегатов. При

этом исчезают каолинит и шамозит, уменьшается железистость глауконита и

хлорита, слюдяной политип 1М сменяется

политипом 2М

. Метагенетиче-

ские преобразования ведут к замещению гидрослюд серицитом, парагони-

том, гюмбелитом и мусковитом, увеличению содержания хлорита.

Рис. 19. Изменение пористости и минерального состава глинистых пород а постседи-

ментационную стадию (по Дж. Гринсмиту, 1981)

В зонах катагенеза и метагенеза происходит образование уплотненных

пород – аргиллитов и глинистых сланцев. Породы теряют пластичность, ста-

новятся сланцеватыми, величина пористости приближается к типичной для

метаморфических пород (менее 1 %), минеральный состав упрощается. Со-

став пород гидрослюдистый и полиминеральный. Помимо глинистых мине-

ралов, всегда присутствуют кварц, слюды, полевые шпаты, иногда хлорит,

глауконит,

карбонаты, халцедон, окислы железа, органическое вещество и

ряд акцессорных минералов. Глинистые сланцы отличаются тонкой плитча-

тостью и повышенным метаморфизмом битуминозного вещества. Им присущ

отчетливый шелковистый отлив на поверхностях сланцеватости. Выделяют

также аспидные, кровельные, филлитоподобные сланцы – породы, переход-

ные между осадочными и метаморфическими.

ХЕМОГЕННЫЕ И БИОГЕННЫЕ ПОРОДЫ.

КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

Карбонатные породы, наряду с обломочными и глинистыми, относятся

к числу наиболее распространенных осадочных образований, составляя 15-

20 % объема стратисферы. Они залегают в виде слоев мощностью сотни и

тысячи метров, образуют прослои, линзы и конкреции в терригенных и гли-

нистых толщах.

Состав, строение, классификация

. Карбонатные породы классифици-

руют по генезису и минеральному составу. По генезису выделяют обломоч-

ные, органогенные и хемогенные породы. Некоторые карбонатные породы

настолько перекристаллизованы, что установить их происхождение не пред-

ставляется возможным. По минеральному составу различают кальцитовые,

доломитовые и переходные (смешанные) породы (рис. 20). Собственно кар-

бонатные породы ряда доломит – известняк делят по содержанию доломита

на известняки (0-5 %), известняки доломитистые (5-25 %), известняки доло-

митовые (25-50 %), доломиты известковые (50-75 %), доломиты известкови-

стые (75-95 %) и доломиты (95-100 %).

Рис. 20. Схема классификации карбонатных пород (по С.Г. Вишнякову, 1933 г.)

1 – поле семейства известковых пород, 2 – чистые известняки, 3 – поле семейства доломи-

товых пород, 4 – чистые доломиты, 5 – поле семейства глинистых (алевритовых, песча-

ных) пород, 6 – чистые глины (алевриты, песчаники).

Цифры на диаграмме – разновидности карбонатных пород внутри семейств

Главными породообразующими минералами карбонатных пород явля-

ются кальцит и доломит. Менее распространены анкерит, сидерит, магнезит,

железисто-магнезиальные карбонаты, а в четвертичных и неогеновых отло-

жениях – арагонит и высокомагнезиальный кальцит. В породах смешанного

состава важными компонентами становятся глинистые минералы (монтмо-

риллонит, гидрослюды, палыгорскит, сепиолит), аутигенные кварц, халце-

дон, опал, ангидрит, гипс,

хлорит, оксиды и сульфиды железа и др. В некото-

рых разностях карбонатных пород встречаются песчаная и алевритовая при-

месь, тонкодисперсное углистое и битуминозное органическое вещество. Ха-

рактерными минералами, встречающимися в карбонатных породах в виде

редкой вкрапленности и конкреций, являются глауконит, барит, целестин и

флюорит.

Химический состав карбонатных пород весьма разнообразен и

часто

зависит от соотношения между карбонатами и составом примеси. Главными

породообразующими оксидами являются CaO (30-55 %), CO

(30-47 %), MgO

(0,1-21 %), а также SiO

, Al

, Fe

и FeO.

Структуры обломочных карбонатных пород псефитовые, псаммитовые,

алевритовые, выделяемые по аналогии со структурами терригенных пород.

Органогенные породы имеют биоморфную (биогермная, ракушняковая, он-

колитовая и т.п.) или органогенно-обломочную (детритовая, шламовая)

структуру. Структуры хемогенных пород зернистые и сфероагрегатные

(оолитовая, сферолитовая, пизолитовая, бобовая, конкреционная и др.). Зер-

нистые структуры делят по размеру кристаллов на крупнозернистые

(>0,5 мм), среднезернистые (0,1-0,5), мелкозернистые (0,05-0,1), тонкозерни-

стые (0,01-0,05) и микрозернистые или пелитоморфные (<0,01 мм). Иногда

выделяют коллоиднозернистые структуры (<0,001 мм). Среднезернистая и

крупнозернистая

структуры являются вторичными и возникают почти ис-

ключительно в результате катагенетических процессов, мелкозернистая

структура имеет диагенетическое происхождение, пелитоморфные структуры

образуются на стадии седиментогенеза. В зоне метагенеза карбонатные по-

роды могут приобретать кристаллобластовые, псевдоморфные и катакласти-

ческие структуры.

В США большое распространение получили классификации, основан-

ные на представлениях о преимущественно механическом

накоплении обло-

мочных карбонатных частиц и предназначенные для оценки гидродинамиче-

ских условий среды осадконакопления. Например, классификация Р.Л. Фолка

(1959 г.) построена на выделении структурных типов пород по соотношению

привнесенных обломочных частиц (аллохемов), слабо перемещенного микро-

кристаллического (0,001-0,004 мм) карбонатного материала (микрита) и се-

диментогенного яснокристаллического (0,004-0,05 мм) спарита.

Текстуры карбонатных пород слоистые,

пятнистые, комковатые, сфе-

роагрегатные, брекчиевидные, конгломератовидные; в перекристаллизован-

ных известняках – массивные. Формы отдельности плитчатые, параллелепи-

педные, оскольчатые и др.

При всем многообразии карбонатных пород, наиболее распространены

известняки, доломиты, а в составе смешанных пород – известково-

доломитовые образования и мергели.

ИЗВЕСТНЯКИ

Известняки сложены на 50 % и более кальцитом, могут содержать до-

ломит, магнезит, глинистые минералы, тонкодисперсное органическое веще-

ство, а также алевритовый и песчаный материал. Доломит в известняках час-

то образуется в стадию катагенеза, замещая кальцит. Такие породы называют

доломитизированными известняками, подчеркивая вторичность их состава.

Окраска известняков разнообразна, но чаще серая различной

интенсивности,

определяемая присутствием того или иного количества органического веще-

ства. Встречаются известняки с желтым, бурым, зеленым и розовым оттен-

ками; битуминизированные известняки имеют черный или буровато-черный

цвет. Физические свойства известняков изменяются в широких пределах –

наряду с плотными, прочными, встречаются пористые и непрочные разно-

сти.

Первичные текстуры обычно массивные или слоистые. В постседимен-

тационный период развиваются стилолитовая и фунтиковая текстуры. Струк-

туры известняков определяются генезисом пород и используются при их

классификации. Выделяют обломочные, органогенные, хемогенные и изме-

ненные известняки.

Обломочные известняки состоят на 50 % и более из обломков извест-

няков более древнего возраста (терригенные известняки, экстракласты) или

из продуктов размыва уплотненных карбонатных осадков (внутриформаци-

онные известняки, интракласты). Такие породы образуются в зоне литорали,

на пляже и отмелях в результате обработки карбонатного материала волнами

и прибоем. В них могут присутствовать обломки раковин и оолитов, песча-

ный, алевритовый и глинистый материал. Обломки имеют разную форму и

размер и несут

следы механической обработки. Признаками внутриформаци-

онных известняков являются однородность обломков, отсутствие следов их

сортировки и окатанности.

По размеру обломков различают известняковые брекчии, конгломера-

ты, песчаники и алевролиты. В американской литературе известняки, сло-

женные обломками размером 0,06-2 мм, получили название калькаренитов.

Цементом служит пелитоморфный или зернистый кальцит. Наиболее распро-

страненные типы цемента: кристаллически

-зернистый, крустификационный,

базальный, контактовый и коррозионный.

Органогенные известняки, называемые также биогенными, биоморф-

ными, составляют большую часть карбонатных пород фанерозоя. Они состо-

ят на 50 % и более из цельных кальцитовых, реже арагонитовых остатков ор-

ганизмов или детрита. В них присутствует значительная доля хемогенного

кальцита, иногда доломит и органическое вещество. Биоморфные известняки

выделяются

среди других разностей небольшим содержанием глинистого и

обломочного материала. По степени сохранности органических остатков из-

вестняки разделяют на органогенные и органогенно-обломочные (детрито-

вые и шламовые). Многие детритовые известняки по количеству неорганиче-

ского компонента являются переходными к обломочным.

Формы залегания органогенных известняков слои, линзовидные зале-

жи, а также рифовые тела (

биогермы), построенные скелетными остатками

бентосных организмов и водорослей. Рифовые тела имеют пластообразную

или куполообразную форму и характеризуются значительными размерами:

их площадь достигает нескольких сотен квадратных километров, а мощ-

ность – 500-1000 м и более. Современные барьерные рифы протягиваются

вдоль побережья на сотни километров.

В зависимости от преобладающего вида органогенных остатков разли-

чают зоогенные

, фитогенные и фито-зоогенные известняки. Зоогенные из-

вестняки сложены скелетами и скелетными обломками пелеципод, гастро-

под, брахиопод, фораминифер, кораллов, иглокожих, головоногих, губок и

др. Видовой состав организмов находит отражение в названии биогенных из-

вестняков: известняки-ракушечники, брахиоподовые, фораминиферовые из-

вестняки (рис. 21-а). Породы, сложенные несколькими видами фауны, назы-

вают по главным видам фауны (гастроподово-фораминиферовые, криноидно-

мшанковые и т.п.).

а б

Рис. 21. Известняки. Без анализатора [5].

а – известняк фораминиферовый с пелитоморфным цементом, Южное Приморье; б –

известняк крупноолитовый с тонкозернистым цементом, Тульская область.

Раковины и детрит цементируются пелитоморфным и зернистым каль-

цитом, количество которого может изменяться в широких пределах. Для дет-

ритовых известняков характерна примесь терригенного материала. Ракушеч-

ники и детритовые известняки обычно пористые, белые, желто-белые, бурые.

Фораминиферовые известняки довольно плотные белые и серые породы,

почти нацело сложенные раковинами. Стенки раковин сложены

пелито-

морфным кальцитом, в камерах раковин встречаются глобули пирита.

Известняки, образованные прижизненными скоплениями прикреплен-

ных организмов, получили название рифовых (биогермных, риф-рок). Разли-

чают коралловые, устричные, мшанковые известняки, но они всегда содер-

жат также некоторое количество скелетов других бентосных организмов.

Молодые рифовые породы пористые и кавернозные, древние – нередко пере-

кристаллизованные и

плотные. Разрушение рифов волнами приводит к обра-

зованию массы обломочного материала, – гальки, валунов, песков по пери-

ферии атоллов и рифов. Он служит основой для формирования слоистых ор-

ганогенно-обломочных известняков, ассоциирующих с биогермами, – так на-

зываемых бич-рок.

К органогенным известнякам принадлежит мел – специфическая кар-

бонатная порода, распространенная исключительно в

верхнемеловых отло-

жениях. Это белая мягкая порода с высокой пористостью (до 40-50 %), хо-

рошо впитывающая в сухом виде воду и пачкающая руки. Она сложен каль-

цитом, иногда с примесью кремнезема, глинистого и даже обломочного ма-

териала. Среди глинистых минералов установлены монтмориллонит и гидро-

слюда. Мел состоит более чем на 70-80 % из остатков известковых водорос-

лей класса жгутиковых, – кокколитофорид, а также мелких фораминифер

(несколько процентов). В небольшом количестве встречаются другие орга-

нические остатки – раковины пелеципод, гастропод, цефаллопод, брахиопод,

панцири морских ежей, трубочки червей и др. В мелу

имеется также пелито-

морфный хемогенный кальцит. Структура мела пелитоморфная, текстура

массивная или биотурбитовая. Одной из причин однородности мела считает-

ся глубокая переработка исходного осадка илоедами.

Фитогенные известняки сложены окаменевшими остатками водорос-

лей или водорослевой проблематики. В протерозое и нижнем палеозое рас-

пространены строматолитовые и онколитовые известняки, образовавшиеся

в прибрежных мелководных

частях морских бассейнов. Строматолиты –

продукт жизнедеятельности синезеленых водорослей (Cyanophyta). Они

представлены округлыми и линзовидными образованиями разного размера.

Онколиты отличаются от строматолитов тем, что не прикреплены к основа-

нию и могли перекатываться во время образования. Отмечается большое

сходство онколитов с хемогенными образованиями – сферолитами. К при-

знакам органического происхождения карбонатных сфер относятся: разно-

размерность, причудливые «узорчатые» очертания, наличие тонкой темной

каемки и выемок по периферии.

Водорослевые известняки состоят из тел известковых водорослей –

синезеленых, красных (багряных) и зеленых. Это нитевидные, трубчатые и

овальные образования, сложенные пелитоморфным кальцитом. Промежутки

между телами водорослей заполнены пелитоморфным и зернистым кальци-

том. В палеозое широко распространены водорослевые известняки из

остат-

ков кальцифиллиума, донетцеллы и других водорослей. Водорослевые из-

вестняки – плотные серые породы, макроскопически зернистые на изломе;

остатки водорослей макроскопически не видны. Если зоогенные породы

принадлежат исключительно к известнякам, то фитогенные могут быть пер-

вичными известково-доломитовыми и доломитовыми.

Комковатые, сгустковые и копролитовые известняки. Комковатые из-

вестняки сложены более или менее

отчетливыми комочками пелитоморфного

или микрозернистого кальцита округлой, реже неправильной формы. В их

составе встречаются различные органические остатки (мелкие пелециподы,

гастроподы) или детрит, по размерам близкие к комкам, а терригенный мате-

риал отсутствует. В составе комков отмечается тонкий органогенный детрит,

иногда тонкоалевритовый терригенный материал. Порода обычно сцементи-

рована микро- или криптокристаллическим

цементом. При близости струк-

туры комков и вмещающей их массы контуры комков становятся нечеткими

и порода переходит в сгустковый известняк. Происхождение комковатых (и

сгустковых) известняков различное, часто неясное. Они могут представлять

собой результат грануляции оолитов, копролитов, детрита и крупных кри-

сталлов, результат жизнедеятельности илоедов, или результат дезинтеграции

и переотложения кусочков слабоуплотненного известкового ила, наконец,

они могут формироваться путем сгущения и агрегации карбонатного осадка.

К копролитовым известнякам относят породы, сложенные в основном

продуктами переработки известкового осадка донными организмами –

илоедами. Копролитовая структура представляет собой скопление мелких

овальных комочков копролитов, сложенных микрозернистым кальцитом.

Внутри копролитов нередко содержатся мельчайшие обломки раковин фора-

минифер, иглокожих, спикулы губок и т. п. Надежных критериев отличия

копролитов от «комков» и водорослевых образований нет.

Органогенно-обломочные известняки представляют собой породы, со-

стоящие из обломков органогенных известняков и обломков раковин и дру-

гих скелетных образований (детритовые известняки). Они разнообразны по

физическим

свойствам, часто содержат глинистую и терригенную примесь –

зерна кварца, полевого шпата и др. Наиболее часто встречаются пелеципо-

довые, криноидные, брахиоподовые, коралловые и водорослевые разности.

Органогенные остатки сцементированы хемогенным кальцитом различной

зернистости. Степень дробления органогенных остатков различна. Детрит

(обломки крупнее 0,1 мм) иногда дает возможность установить видовую

принадлежность фауны, по органогенному

шламу (мельче 0,1 мм) это сде-

лать практически невозможно. Скелетные остатки планктонных организ-

мов, – фораминифер, кокколитов и др., имеют лучшую сохранность, чем бен-

тосные.

Хемогенные известняки представлены микрозернистыми, пелитоморф-

ными, оолитовыми и псевдооолитовыми разностями, слагающими слои раз-

личной мощности. Пелитоморфные известняки состоят из зерен кальцита

диаметром менее 0,01 мм, форма зерен неправильная, лапчатая

. Наряду с хе-

могенным кальцитом в них могут присутствовать кальцитовые и арагонито-

вые остатки фауны и флоры, а также алеврит, песок, глинистые частицы и

обугленное тонкодисперсное органическое вещество. Высокие содержания

обломочной примеси характерны для известняков геосинклинальных облас-

тей и межгорных впадин. Макроскопически это плотные, афанитовые поро-

ды с раковистым изломом

различного, преимущественно серого цвета. Пер-

вичная структура микрозернистая (пелитоморфная), при погружении на уме-

ренные и большие глубины превращается в более крупнозернистую.

Оолитовые известняки состоят из шаровидных или эллипсоидальных

концентрически-зональных образований размером 0,1-1,0 мм и крупнее, со-

стоящих из кальцита (рис. 21-б). В конкретной карбонатной породе величина

оолитов примерно одинакова. Перекристаллизация оолитов

ведет к превра-

щению их в сферолиты с тонкой радиально-лучистой структурой, слагающих

псевдооолитовые известняки. Оолиты образуются на мелководье, в условиях

весьма подвижной водной среды, главным образом в морских заливах и ла-

гунах, частично в озерах и реках.

К хемогенным известнякам принадлежат также известковые туфы

(травертины), образующиеся на участках разгрузки подземных минерализо-

ванных вод. Это пористые образовании с натечной (колломорфной) тексту-

рой и пелитоморфной или микрозернистой структурой. Туфы окрашены

обычно в серые, желтовато-серые и буроватые тона.

Измененные известняки возникают из известняков различного проис-

хождения вследствие перекристаллизации, доломитизации,

окремнения,

сульфатизации и катаклаза на стадиях катагенеза и метагенеза. В результате

образуются кристаллически-зернистые и мраморизованные известняки: от

мелкозернистых до крупнозернистых с размерами зерен более 1 мм. Харак-

терной чертой этих пород являются наличие кремневых, баритовых и пири-

товых конкреций, вкрапленности гипса, ангидрита, иногда целестина и

флюорита. Неравномерное изменение пород может приводить

к формирова-

нию пятнистых псевдообломочных известняков. Кристаллически-зернистые

и мраморизованные известняки залегают среди сильно измененных осадоч-

ных пород, главным образом в складчатых областях.

ДОЛОМИТЫ

Доломиты сложены на 50 % и более доломитом и могут содержать

кальцит различного происхождения. Они включают такие сингенетические

минералы как гипс, ангидрит, иногда целестин, магнезит; встречаются стя-

жения кварца и халцедона, сульфиды железа, свинца, и цинка, глинистые

минералы, тонкодисперсное органическое вещество, а также алевритовый и

песчаный материал.

Доломиты в основном представляют собой

прочные, низкопористые,

нередко трещиноватые породы. Плотные разности пород не вскипают со сла-

бой соляной кислотой, но в порошкообразном состоянии взаимодействуют с

ней с выделением углекислого газа. Эта реакции позволяет отличать доломи-

ты от известняков. Окраска доломитов светлая: голубовато-серая, зеленова-

то-серая, серовато-желтая, кремовая. Доломиты делят, как и известковые по

роды, на хемогенные, биогенные и обломочные.

Хемогенные доломиты относятся к числу наиболее распространенных.

Они содержат примеси гипса, ангидрита, кальцита, глинистых частиц, вто-

ричного кварца, халцедона, обугленные растительные остатки. Текстура по-

род весьма однородная, структура зернистая – от микрозернистой до крупно-

зернистой, оолитовая или органогенная, отражающая происхождение агрега-

та.

Седиментогенные доломиты обычно

микрозернистые (пелитоморфные)

или оолитовые. Они отличаются однородностью, выдержанным размером зе-

рен, отсутствием органических остатков, терригенных примесей, реже со-

держат глинистые примеси. Диагенетические доломиты более неравномерно-

зернистые, внутри кристаллов доломита часто наблюдаются белые, пылева-

тые частицы кальцита. Оолитовые доломиты состоят из доломитовых ооли-