Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

Таблица 10-5

Неорганические компоненты морских беспозвоночных

Класс*

Число опреде-

лений

CaCO

MgCO

Cn PjO

SiO

(Al. Fol

O, CaSO,

Фораминиферы

77,0—90,1

1,8—11,2

Сл.

Сл.—15,3

Сл.—4,00

—

Известковые губки

-1

71,1—85,0

4 6—11,1

? —10,0

Сл.—7,8

1—5,7

—

Кораллы:

мадрепориты 30

97,6—99,7

0 I 0,8 0 сл. 0—1,2

0—0,6

—

восьмнщупальиевые 22

73,0—98,9

0,3—15,7

Ср. 11,1

Cl. 8,3

0-1,7

Сл.—1,0

0,5—5,4

Иглокожие:

Kpniioiuei

21 83,1—91,5

7,9 13,7

Ср. !0,8

Сл. 1,1

Сл.—2,0 0,1-1,4

—

морские е;кн

1-1

77,9—91,7

6,0—13,8

Сл.—1,8

Сл.—9,9

0,1—5,2

Сл.—2,0

Мшанки

63,3—96,9 0,2 11,1

Сл.—2,9 0,2 16,7 0,1-2,2

—

Брахиоподы:

известковые

88,6—98,6 0,5 8,6

Сл.—0,6

0,1—0,5

Сл.—0,5

—

фосфатные

4 ? —8,3

1,7-6,7

71,7 91,7

0,5 0,9

0,3—1,2

? -8,4

Моллюски:

пелециподы

98,6 99,8

0-1,0 Сл. 0,4

0, —0,1

Сл.—0,5

—

гастроподы

95,6 99,9

0 1,8

Сл.—0,8

0 2,2

Сл.—1,9 —

цефалоподы

93,8—99,5

0,2—6,0

Сл. 0 0,2 Cl. 0,1

—

Панцирные

13 28,6 82,6

3,6—16,0

6,6—49,1.

0 1,1

Сл. 8,8

—

Водоросли известковое 16

73,6—88,1

10,9 25,2

Ср. 17,4

Сл. 0,1

Сл. 3,5

Сл.—1,6

• Кларк н Ввлер также длют рсаультоты зиплнов ι ндрондоп, аппснд, морских засад офнур, скафмщд βοκοιι ргних. каждые па которьк явяямгм ювровоидо-,

иотнк » осадочмых породих.

Химический состав неорганических составляющих был изучен

Кларком и Вилером [55, 48].

Как следует из табл. 10-5, даже если в филогенетической группе

химический состав меняется в некотором диапазоне, все равно между

группами имеются различия. Известковые водоросли, например, гораз-

до более богаты MgCO

, чем моллюски; панцири ракообразных обога-

щены фосфатами, н т. д. Чейв [47, 48, 49] провел изучение магния,

содержащегося в карбонатах морских беспозвоночных. Он обнаружил,

что содержание магния уменьшается с повышением уровня организа-

480 τ—ι

40·ι

120

-TnnT-

Доломит- О 20

Кальцит-IOO

«О 60 80

100%

t Ю-

й S-

-Ф ,

IO 20 30

Mg Co

, зес.%

Рис. Ю-9. Подсчитанное процентное со-

держание кальцита и доломита по I148

анализам карбонатных пород Северной

Америки. По [312, 126]

Рис. 10-10 Распределение магния в со

временных известковых осадках. По [49J

дни. Содержание MgO также зависит от температуры среды и обычно

выше у раковин, обитающих в более теплых водах. Наиболее важным

фактором является минеральный состав раковины. Арагонитовые ра-

ковины бедны магнием, кальцитовые—обычно обогащены этим ком-

понентом.

При анализе данных Чейва ясно, что распределение MgCOe в древ-

них известняках определяется не простым скоплением скелетного ма-

териала. Обогащенные магнием породы либо могут обогащаться неор-

ганически осажденным доломитом, либо представлять собой скелетные

скопления, обогащенные этим элементом. Наиболее обычный тип из-

вестняка с содержанием МдСОз менее 4% должен являться либо не-

органическим осадком кальцита (или арагонита), лпбо представлять·

собой скопление органического детрита организмов, скелет которых

обеднен магнием; он может быть также представлен скоплениями дру-

гих организмов, скелетное вещество которых потеряло свой магний.

Последнее предположение, по-виднмому, доказывается в тех случаях,

когда органические обломки представлены организмами, современные

типы которых обогащены магнием, такими как крииоидиый известняк

(см. табл. 10-4,Б, например, с криноидамн; табл. 10-5). Эти соотноше-

ния являются важной частью доломитовой проблемы.

411-

Изотопный состав

В последние годы значительно возрос интерес к изотопному соста-

ву известняков [129]. Отношение 0

,в

в морских кальциевых карбо*

натах иное, чем в пресноводных, и следовательно, с его помощью мож-

но различать цементы морского и атмосферного происхождения. В

морских водах это отношение зависит от температуры и, следователь-

но, в разумных пределах может использоваться как «геологический тер-

мометр» [86, 87]. По-видимому, оно также изменяется при наличии

живых организмов, так как карбонат, осажденный организмами, отли-

чается от осажденного неорганическим путем [213].

Изотопы карбонатов, особенно радиоактивный изотоп С

, дают воз-

можность определить абсолютный возраст карбонатов в годах, если

ои ие превышает 20 ООО лет. Это приобретает особое значение при изу-

чении скорости осадконакопления, роста ооидов н т. д. Отношение

/С

, по-видимому, различно для пресноводных и морских карбона-

тов.

Структуры и текстуры известняков

Введение

Если компоненты известняков, определяющие строение породы,

"привносятся в нее в виде твердых частиц волнами и течениями, то по-

роды ие отличаются по своей текстуре н структуре от обычных «плас-

тических» осадков. OIIII имеют соотношение между цементом и карка-

сом, подобное гидродинамической или потоковой текстурам, как, на-

пример, знаки ряби и косая слоистость. Другие карбонатные породы

образуются на месте, часто в обстановке, где отсутствуют течения. Этн

отложення неотсортированы, в них не наблюдается следов действия

течений, отсутствует слоистость или в лучшем случае отмечается сла-

бовыраженная стратификация. Однако в исключительных случаях они

могут иметь хорошо выраженную водорослевую слоистость илн слои

«роста». Краткий и хорошо иллюстрированный обзор структур карбо-

ΉβτΗΗν пород дан Боселлини [32], более подробно этот предмет рас-

крыт Батхёрстом [18] и другими.

Известняки, как отложенные течениями, так и образовавшиеся на

месте, образованы крупными зернами сложного строения, или «алло-

хемами», «мнкритом» — очень тонкозернистым карбонатом, который яв-

ляется матрицей для более крупных элементов, «шпатом» илн крупно-

кристаллическим кальцитом, который во многих известняках является

связующим цементом аллохем. Прежде чем обсуждать основные груп-

пы известняков, следует более тщательно рассмотреть их компоненты.

Аллохемы (элементы «каркаса»)

Для нормального песчаника каркасным элементом служит обло-

мочный материал, вынесенный из области питания. Однако в карбонат-

ных песках зерна образуются в результате химических или биохими-,

ческих процессов, протекающих внутри бассейна осадконакопления.

Оня являются по происхождению внутрибасеейновыми. Именно

к этим зернам Фолк [95] применил термин, аллохемы. Они не явля-,

ются обычиымн химическими осадками, как считают химики, а йред-

ставляют собой совокупность зерен более сложного строения. Выдеь

ляется четыре основных типа аллохем: оолиты, скелетные образования

414-

и их обломки, интракласты и пеллеты. Установить различие между ин-

тракластами н пеллетамн непросто. Кроме того некоторые ископаемые-

остатки и даже оолиты могут быть настолько изменены (мнкритизи-

роваиы), что и между двумя другими группами трудно провести раз-

личие. В этих неясных случаях применяется термин пелонды [218].

Оолиты. Оолиты и проблема их образования достаточно детально-

рассмотрены в гл. 3, см. также [18]. Мы коснемся здесь только карбо-

натных оондов, сложенных либо арагонитом, либо кальцитом. Понят-

но, что арагоннтовые ооиды встречаются главным образом в современ-

ных осадках; в древних породах они превращаются в кальцит. Следует

различать концентрические ооиды и более редко встречающиеся сферо-

литы, имеющие радиальную структуру. Некоторые ооиды характери-

зуются как радиальным, так и концентрическим строением. Сферолиты

имеют только радиальный габитус. Ооиды могут переноситься, сферо-

литы образуются на месте н при плотной упаковке стремятся к обра-

зованию многогранных форм.

Окаменелости. Скелетный материал или ископаемые остатки чрез-

вычайно распространены и могут встречаться в рассеянном виде среди

разнообразных известняков, а также в других осадочных породах. Они

могут быть эолового происхождения нли образовывать переносимые

течением скопления, в которых они являются основным каркасообразу-

ющим элементом. Различные организмы имеют свою известковую ске-

летную текстуру, которая важна для установления различий между

ними. Это различие легко устанавливается, если скелетный материал

не разбит, и трудно, если он состоит из мелких осколков и кусков. Не-

сколько последних публикаций посвящены задаче идентификации этого

материала в шлифах [159, 220, 18]. Попытка обобщения «петрологии»

ископаемых остатков сделана ниже.

Отложеипя известковых водорослей представлены араго-

нитом или кальцитом. Обычно отложения рода Halimeda — арагоннто-

вые, а рода Lithothamnium — кальцитовые. Качьцит обычно обогащен

магнием (см. табл. 10-5). Водоросли составляют большую и главней-

шую часть известковых карбонатов, слагающих современные рифы, а.

следовательно, и обломочного материала, связанного происхождением

с этими рифами (см. табл. 10-2). Topn [332] считает, что в современ,·

ных рифах водоросли составляют от 20 до 50%, а идентичный водорос-

левый материал в детрите современных известьсодержащих осадкоа

района Флориды — Багам составляет 20—25%. Водоросли —важная

составляющая в древних отложениях известняков [355]. Считают, од-

нако, что некоторые водоросли не образуют карбонатных отложений^

а являются материалом, на котором скапливаются мельчайшие карбо-

натные частицы. Таким образом, эти водоросли являются (для осад-

ков) связующим материалом, а не осаждающим веществом. Считают,

что мцогие нз так называемых водорослевых строматолитовых текстур,

обнаруженных в толщах пород от докембрийских до современных, бы-

ли образованы синезеленымн водорослями, выполняющими связующую

функцию (эти водорослевые текстуры описаны в гл. 4).

Водоросли, вырабатывающие известь, создают корковые нли кон-

креционные наросты нлн образуют прямые или разветвляющиеся фор-

мы. Кальцификация их меняется от слабой до значительной. Прямые и

членистые формы разрушаются до фрагментов, которые при переотло-

женин могут сформировать каркас известковых песков. Микротекстура

отлагающихся известковых водорослей несколько меняется от группы

к группе. В одних случаях можно наблюдать слоистую прямоугольною·

415-

микротекстуру, имеющую внешнее сходство со строением некоторых

строматопороидов н кораллов. Однако ячеистая текстура имеет мень-

шую размерность, обычно меньше 0,1 мм. В других случаях наблюдги

ется внутренняя тонкотрубчатая текстура. Трубки обычно меньше

0,1 мм в диаметре, могут быть переплетены, но обычно перпендикуляр-

ны стенкам обломка.

Хотя в осадках обнаружены как известковые, так и агглютиниро»

ванные фораминиферы, в шлифах значительно чаще наблюдают извест-

ковые формы. Обычно они целые н многокамерное и поэтому легко

определяются под микроскопом, хотя в некоторых случаях камеры раз-

делены. Максимальный диаметр их, как правило, не превышает 1 мм.

У одних родов раковины состоят из кальцита, у других из арагонита.

В более древних породах арагонит замещен кальцитом. Фораминифе-

ры являются важным породообразующим материалом и их ископаемые

остатки могут слагать почти всю породу, как, например, в фузулино-

вых или нуммулитовых известняках.

Внутренняя часть фораминнферовой раковины может быть заполне-

на кристаллическим кальцитом, который в некоторых случаях образу-

ет радиальные волокна, перпендикулярные стецкам раковины, так что

волокна образуют при скрещенных николях черный крест. Глауконит

также отлагается внутри форамнииферовой раковины; при удалении

раковины остается глауконнтовый отпечаток или «слепок». По мнению

ряда исследований, именно так образовались глауконнтовые зериа

многих осадков.

Составной частью некоторых осадков являются спикулы кремние-

вых губок. Наиболее обычны они в палеозойских и мезозойских

кремнях, где они наблюдаются в виде светлых, тонких, изогнутых вы-

делений халцедона. Они образуют многообразные лучевые формы, как

с орнаментом, так и без орнамента н имеют длину от 1 мм до 1 см и

более, в поперечном сечении обычно менее 1 мм. Некоторые губки име-

ют известковые спикулы, которые отлагались в виде единичных крис-

таллов высокомагнезиального кальцита.

Многие кораллы состоят из мелких волокон, расположенных

перпендикулярно стенкам и септальным поверхцостям, а в некоторых

случаях — из гранул арагонита.· Большинство палеозойских кораллов

было кальцнтовымн, кальцит встречается также в некоторых современ-

ных формах, особенно в тех, которые обитают на больших глубинах.

Современные рифообразующие формы преимущественно арагоцитовые.

Обычно арагонитовые формы в дальнейшем замещаются кальцитом с

последующей потерей первоначальных деталей структуры.

Специфика твердых частей у иглокожих заключается в том,

что каждая таблична или элемент скелета состоит из монокристалла

кальцита. В наибольших из них можно четко наблюдать спайность

кальцита невооруженным глазом. Соответственно известняк, состоящий

из подобных остатков, имеет четко выраженное кристаллическое строе-

ние. Крипондиые нзвестняки обычно называют «кристаллическими из-

вестняками», или «энкринитамп», а в строительстве «мрамором». В

большинстве случаев чешуйки и таблички сцементированы чистым

кальцитом, нарастающим в кристаллографическом и оптическом про-

должении иа крннондные обломкн. Первпчиыс обломкн различаются

по пелитизированным участкам округлой илн эллипсоидальной (при

наклонном сеченин) формы, очерчивающим внутренние каналы. Пер-

вичные обломки рассечены трещинами спайности, которые прослежи-

ваются и во вторнчцом цементе. Обломки н прилегающий цемент при

416-

скрещенных инколях воспринимаются как единое целое (см. рнс.

10-30). Обычно иглокожие быстро разрушаются, так что их можно на-

блюдать только в виде рассеянного детрита, форма которого весьма

различна и зависит от первоначального роста или от плоскости сечения

таблички. Кристаллографическое единство этих элементов является

лучшим диагностическим признаком.

Мшанки типичны для многих известняков. Их камерная ячеистая

структура (зооидные трубки) легко определяется под микроскопом, так

как их ячейки значительно грубее, чем у известковых водорослей. Они

могут быть как арагонитовыми, так и кальцитовыми и состоят из тан-

генциально ориентированных волокон. Отдельные ячейки могут быть

заполнены чистым кальцитом илн микритовым илом, либо тем и дру-

гим вместе.

Брахиоиоды, за исключением фосфатных форм, главным обра

зом кальцитовые. Их раковины состоят из пучков призм. При этом

призмы каждого пучка параллельны и имеют четырехугольное попереч-

ное сечение. Призмы не имеют прямого погасания. Пучки расположе-

ны наклонно к стенкам раковины, а соседние пучки расположены один

иад другим и местами сцепляются. Брахиоподы встречаются в виде

неартикулированных створок, максимальные размеры которых от 1 до

10 см, или в виде обломков, илн их внутренности иногда выполнены

осадочным или кристаллическим кальцитом, для которых геопеталь-

ное* строение не является необычным.

Раковины моллюсков главным образом арагонитовые и поэто-

му в более древних породах встречаются в виде кальцитовой мозанки.

Однако отдельные исключения заслуживают внимания. Некоторые рако-

вины пелеципод имеют внутренний слой арагонита, который с внешней

стороны защищен кальцитом. У некоторых родов, особенно Ostrea,

Pecten и Inoceramus, вся раковина состоит из кальцита, расположенно-

го в два слоя. Внешний и основной слои имеют призматическую струк-

туру, призмы которой, в отлнчие от призм брахиопод, перпендикуляр-

ны к поверхности раковины. Внутренний жемчужный слой имеет тон-

копластинчатое строение.

Многие гастроподы также имеют арагонитовую раковину, но

немногие ныне живущие разновидности имеют двуслойную структуру,

состоящую из внутреннего арагоннтового слоя, закрытого внешним сло-

ем кальцита. Раковины цефалопод арагонитовые, хотя аптих неко-

торых аммонитов выполнен кальцитом. Ростр белемнитов кальцитовый

с кальцитовыми волокнами, раднально расположенными вокруг

оси.

Из членистоногих, пл-виднмому, только обломки трилобитов

и остракод можно различить в шлифе. Первые представлены мелкими

и крупными искривленными н крючкообразными обломками с тонкими

кальцитовыми призмами, перпендикулярными к поверхности обломков.

Остракоды мельче, не превышают 1 мм и имеют яйцевидную двуствор-

чатую форму, обычно с кристаллическим заполнением. Часто встреча-

ются беззамковые створки и обломки.

Интракласты. Термин интракласт был предложен Фолком

[95] для обозначения обломков в почти одновременно образовавших-

ся, обычно слабо сцементированных карбонатных осадках, которые бы-

* Геопетальный— термин, обозначающий структурно-текстурные особенности по-

роды, отмечающие первоначальное положение лодошвы нлн кровли пласта. Термив

введен Заидером. — Прим. ред.

417-

лн разрушены и переотложены с образованием новой структуры ^fdMi

рис. 10-27). Как было отмечено в гл. 6, интракласты глинистых слааЛ

цев часто встречаются в некоторых песчаниках. Однако здесь мы рас^

сматрнваем только карбонатные интракласты, большинство из которых,

по-видимому, образовалось в результате эрозии слоя полукоисолиди-

роваиного карбонатного осадка. Поэтому многие из них ровные, самые

крупные —плнтообразные, удлиненные параллельно напластованию.

Они могут иметь внутреннюю слоистость, параллельную их плоскии

граням. Иногда они отшлифованы и имеют округлую форму.

Размерность их меняется от мелкопесчаной до крупноплнтчатых

обломков внутриформациоииого (иногда с плотной упаковкой) извест-

кового конгломерата (см. рис. 6-26).

Большинство обломков состоит из

микрокристаллического карбоната

(«литографского» известняка). Если

размеры обломков малы и они хо-

рошо окатаны, то их трудно отли-

чить от пеллет.

Термин «внноградный>

камень [163] был применен к

скоплению карбонатных зерен,

обычно представленных пеллетами

или другими зернами, слабо или

сильно сцементированными микри-

товым арагонитом. Эти отложения

были обнаружены на Багамских от-

мелях. Причем смесь зерен — это яе

интракласты в прямом смысле сло-

ва, так как они не являются отторг-

нутыми кусками перцоначальносце-

ментированного слоя, а представля-

ют собой агрегаты или скопления

зерен. Билз [23] считал такие зерна

типичными для некоторых палео-

зойских известняков Канады и ин-

терпретировал их как результат аккреции, а не истирания. Без сомне-

ния, они внутриформационные, но не интракласты.

Пеллеты. Пеллеты представляют собой мелкие сферические или эл-

липсовидные яйцеобразные тела или скопления микрокристаллического

кальцита, лишенные какой бы то нн было внутренней структуры (рнс.

10-11). В любой породе они имеют одинаковые размеры и форму. Раз-

мерность их колеблется от 0,03 до 0,15 мм, наиболее часто составляя

от 0,05 до 0,10 мм. Они весьма сходны с фекальными пеллетами совре-

менных осадков [233, 67]. От оолитов они отличаются отсутствием ра-

диальной или концентрической структуры, от ископаемых остатков —

отсутствием внутренней структуры и от интракластов одинаковыми

размерами и формой частиц. Их можно перепутать с очень мелкими

интракластами.

Некоторые днагенетические процессы приводят к образованию не-

больших микрнтовых участков, в крупнокристаллическом цементе—

сгустковая структура, по Кайе [46]; см. также [30]. Эти остаточные

комочкн мнкрнтового известняка иа перый взгляд сходны с пеллетами.

Они отличаются от них отсутствием единообразия в размерности а

форме частиц и характеризуются нечеткими границами.

Рнс. IO-II. Пеллетовый известняк, Из-

вестняки Трентон (ордовик), Трентон

Фолз, Нью-Йорк. Без анализатора, Х58

418-

Пеллеты трудно рассмотреть не только в образце, но и даже через

бинокулярный микроскоп. В полевых условиях многие известняки оп-

ределяют как пеллетовые, хотя на самом деле они являются интра-

кластовымн. Настоящий пеллетовый известняк состоит в основном из

пеллет, представляющих собой однородную массу, которая в полевых

условиях может быть определена как кальцнлюгит или микритовый из-

вестняк.

Микрит

Многие известняки тонкозернистые (афаннтовые). Грабау [125]

уже давно применил к этим породам с размерами зерен 50 мкм и мень-

ше термин кальцилютит. Взаимное расположение зерен в этих от-

ложениях определяется действием течений; отложения, которые образо-

вались в результате осаждения, были названы кальцнпульвернтами.

При столь малых размерах зерен очень трудно установить различие

между ними.

Этой неопределенности можно избежать, используя термин микрит,

который был применен Фолком [95] для сокращения термина «микро-

кристаллический кальцит». Фолк определил его, как «карбонатные час-

тицы глинистой размерности» от 1 до 4 мкм. Частицы от 5 до 10 мкм

(или даже до 50 мкм) были названы микроспаром. Но как отмечал

Батхёрст [18], граница между глинистой н алевритовой фракциями,

составляющая 4 мкм по шкале Уэнтуэрта — Аддена, предназначенная

для терригенных осадков, практически неприменима для карбонатов.

Реальный размер зерен в большинстве тонкозернистых (литографских)

известняков сечет эту границу, и таким образом практически нельзя

установить различие между микрнтом и микроспаром. Существует тен-

денция называть все микрокристаллические карбонаты микрнтом, даже

если арагонита в них больше, чем кальцита. В случае если мы имеем

дело с доломитом, он может быть назван доломикрнтом. Термин ис-

пользуется здесь как первоначальное определение для микрокристалли-

ческого карбоната кальция и не указывает на различие в размере и ми-

неральном составе, которое содержится в термине, предложенном Фол-

ком. В образце микрит выглядит как тусклый тонкозернистый

материал от белого или серого до почти черного цвета. Под микроско-

пом зерна имеют более или менее изометричную н неправильно-округ-

лую форму.

Проблема происхождения мнкрнта далека от разрешения. Он мог

образоваться при ннверсин арагонита в кальцит, либо из первичного

арагонитового ила, либо при химическом осаждении. Возможно, он

представляет собой продукт, образовавшийся из крошечных арагоннто-

вых иголок при разрушении водорослевой ткани, в которую они осаж-

дались. Некоторые современные карбонатные илы имеют биохимическое

происхождение и обогащены кокколитами [93]. Другие могут представ-

лять собой продукт тончайшего истирания раковин и, таким образом,

иметь механическое происхождение, третьи являются днагенетнческим

продуктом и образовались в процессе уменьшения размеров зерен —

микритизацин. Широко распространены частично илн полностью мнк-

рнтизированные ооиды, ископаемые остатки и другие подобные им ма-

териалы. Эта проблема также рассматривается ниже, в разделе о каль-

цилютнтах.

419-

Яснокристаллический (шпатовый) кальцит

Многие известняки содержат крупнокристаллический кальцит. Этот»

кальцит, часто называемый «шпатом», представляет собой чистый круп-

нокристаллический материал, имеющий хорошо ограниченные зерна я

трещины спайности.

Рнс. 10-12. Геопетальная структура. Пласты с Zygospira. из-

вестняк Лебанои, Орегон, округ Уоррен, Огайо. Без анализа-

тора, X 22

Происхождение его весьма разнообразно. Наиболее часто он пред-

ставляет собой цемент, заполняющий поры. При отсутствии микритово-

го матрикса он заполняет поры каркаса, состоящего из ооидов, ископа-

емых остатков, пеллет и т. д. Размеры «шпатовых» кристаллов зависят

от размеров сетки каркаса н иа\о-

дящихся между ней пор; в боль-

шинстве известняков средние раз-

меры колеблются от 0,02 до 0,10мм.

Более крупные кристаллы — 1,0 мм

и более — также присутствуют, но

расположены в укрупненных пусто-

тах, не являющихся по своему про-

исхождению межзериовыми. Эти

укрупненные пустоты частично мо-

гут быть заполнены осадками, а ча-

стично—яснокристаллнческим каль-«

цитом; в любом случае осадки рас-

полагаются внизу, а «шпатовые»

кристаллы занимают верхнюю часть

полостн, образуя геопетальную

текстуру (рис. 10-12). «Шпат» так-

же образуется в результате кри^

сталлизации тонкозернистого мик-

ритового карбоната.

Смешанная структура, объеди-

няющая какмикритовын.так и ясно·

Рис. 10-13. Комковатый известняк. Фор-

мация Эль-Абра, Мексика. Без анализа-

тора X 32. По [30].

Небольшие темные участки — остатки первич-

ной крнптокрнсталлнческой структуры; свет-

лые перекрнсталлнзованы

420-

кристаллический кальцит, является сгустковой структурой, которая бы-

ла описана Кайё [46]. Эта структура характеризуется наличием отдель-

ных сгустков или их скоплений, состоящих из микритового карбоната,,

окруженного матриксом яснокристаллического кальцита (рис. 10-13).

Микритовые сгусткн мелкие (0,05 мм) и чаще имеют размытые, а неч

резкие границы. Считают, что они являются продуктом неполного прев-

ращения однородного карбонатного ила в крупный яснокристалличес-'

кий кальцит, т. е. реликтами первичного материала [46, 95]. Однако·

сгустки имеют некоторое сходство с пеллетами; сгустковая структура

может образоваться при днагенетической перекристаллизации или дру-

гих процессах, которые затушевывают границы пеллет [18]. Боне

[30] считал, что перекристаллизация карбонатного ила начинается с

образования редких кристаллов крупного кальцита, затем образуется

сетка таких кристаллов путем частичного их срастания и, наконец, нас-

тупает сгустковая стадия, характеризующаяся наличием небольших ос-

тровков первичного микрита. Различные интерпретации образования

сгустковой структуры рассмотрены Батхёрстом [15].

Некарбонатные компоненты

К некарбонатным компонентам известняков и доломитов относятся

халцедон, который встречается в виде сферолитов или заполняет меж-

кристаллические пустоты в доломите; глауконит, встречающийся в виде

гранул или представляющий собой продукт частичного замещения иско-

паемых остатков; фосфатные раковины и пеллеты; сферолнты и зерна

пирита; эвгедральные кристаллы кварца, полевых шпатов; кристаллы

ангидрита или гипса. Во многих случаях присутствуют сульфаты, как

псевдоморфозы по кальциту. Замещающие породу пятна или желвако-

вые скопления ангидрита и гипса также обычны в некоторых типах из-

вестняков.

Пористость карбонатных пород

Пористость большинства осадочных карбонатных пород невелика,

однако пористые разности имеют большое промышленное значение. Око-

ло половины выявленных мировых запасов нефти и газа содержится в

пористых известняках и доломитах. Прн отложении карбонатный оса-

док может иметь большую пористость, но в дальнейшем в результате

постседиментацнонных процессов она сокращается или исчезает совсем.

Пористость, однако, может образоваться в результате действия других

постседиментацнонных процессов. Наша задача рассмотреть природу

пористости карбонатных пород. Процессы, при которых происходит

уменьшение пор или, наоборот, возникновение их в результате диаге-

нетических преобразований, рассмотрены нами в разделе, посвященном

диагенезу карбонатных пород.

Наиболее обширные сведения о пористости карбонатных пород из-

ложены в работах Шокетта и Прея [53], а также Боселлини (32]. Ос-

новные типы пористости делятся на два класса: пористость, связанная

со структурой и текстурой породы (I), и независимая (II) от нее

(рис. 10-14). Поры, относящиеся к первой групле, образуются во время

накопления осадка илн позже н контролируются структурой породы.

Первичная пористость бывает нескольких типов. Карбонатные пескн,

подобно другим пескам с зернистым каркасом, имеют большую (от 30

до 40%) первичную пористость. Пористость ракушняков, имеющих

421-