Петтиджон ?. Дж. Осадочные породы

Подождите немного. Документ загружается.

доломит прочно вошел в употребление и, возможно, будет продолжат»

употребляться по отношению к породе и минералу.

Породы, занимающие по составу промежуточное положение между;

известняками н доломитами, имеют разнообразные названия. В об*

щем те породы, в которых кальцит преобладает над доломитом, назы-

вают доломитовым известняком, породы, в которых доломит преобла^

дает над кальцитом, называются известковым, кальцитовым, известко-

вистым, содержащим известь доломитом. Общего согласия по поводу

разграничения смешанных пород н более однородных, являющихся

конечными членами ряда, еще не достигнуто. Преобладание кальцита

над доломитом, или наоборот, взято за основу подразделения извест-

няков и доломитов. Известняк, являющийся ко-

нечным членом ряда, называется кальцитовым

известняком при условии, если в ием содержится

незначительное количество магния. Если же он

содержит значительное количество магния, он

называется магнезиальным известняком, если же

преобладает доломит, то это доломитовый изве-

стняк (рис. 10-43). Если же содержание магния

незначительно, он присутствует в виде MgCO

в твердом растворе в кальците, а минерал доло-

мит отсутствует. Однако кальцит обычно может

содержать в твердом растворе L или 2% MgCO

Только в некоторых современных скелетных ма-

териалах ои может содержаться в больших ко-

личествах. Следовательно, в древних породах

магнезиальный известняк может содержать за-

метное, хотя и небольшое количество доло-

мита.

Породы, представляющие собой смесь каль-

цита и доломита, в действительности гораздо

менее типичны, чем конечные члены ряда, со-

держащие в основном кальцит или доломит. Как показано на рис. 10-8

и в табл. 10-9, карбонатные породы, в которых более 10%, но менее

90% доломита (менее 90% и более 10% кальцита), сравнительно ред-

ки. Этот факт впервые был отмечен Стайдтманном [312] и подтверж-

ден Голднчем и Пармали [123], Чейвом [49] и другими. Если провести

границу между доломитом, являющимся конечным членом ряда, и сме-

шанной кальцито-доломитовой породой по 90% доломита, а границу

между известняком и смешанной породой по линни 10% доломита, то

основная масса карбонатных пород будет либо известняками, либо

доломитами. Предложенная номенклатура обобщена в табл. 10-10.

Более точная классификация, основанная на минеральном составе, ко-·

торый рассчитан по химическим анализам, разработана Мартине и

Сужи [225]; см. также [51, 276, 46, 90] для ознакомления с различ-

ными классификациями по составу.

Состав. По химическому составу доломиты наломинают известня-

ки, за исключением того, что MgO в доломитах составляет существен-"

ную часть и играет важную роль (табл. 10-11). Содержание магния в

осадочных карбонатах подвержено колебаниям во времени (см.

;

рис. 17-2). В древних карбонатах содержится больше магния, чем в мо-

лодых [66], поэтому доломит более распространен в древних породах.

Некоторые доломиты тесно связаны с эвапоритами и содержат ай-

гидрит или гипс. Содержание кремнекнслоты может быть значитель-

452-

Таблица 10-9

•Относительная

распространенность

известняков и доломитов

в долине Ce да ρ из

формаций

Уопсипинякон, Гауэр

в Хопкинтон (силур,

девон) штата Айэва,

США. IIo [292]

Определенный

петрографическим

способом % доло-

MHLOD

Количество

образцов

0—10

10—50

50—90

90—100

Всего

158

ным в кремнистых и в песчанистых доломитах. Железистые карбонаты

встречаются в доломитах в виде твердых растворов, но не встречаются

в кальците. Обогащенные железом разности называются железистым

доломитом. Даже незначительные следы железа ведут к появлению бу-

рой окраски при выветривании, вызванной окислением железа. Это

помогает установить различие между известняками и доломитами в

полевых условиях.

Таблица 10-10

Номенклатура осадочных кальцнтовых и доломитовых карбонатов

Ttm

Доломит, %

Прнблязитедыюе

содержание эквива-

лента MgO

Приблизительное

содержание эквнвз-

лета MgCO

. %

Известняк 0—1,1

0—2,3

с высоким содержанием каль-

1,1-2.1

2,3—4,4

ция

} 0-10*

магнезиальный

доломитовый известняк

10—50

2,1—10,8 4,4—22,7

кальцитовый доломит 50—90

108—19,5 22,7—41,0

Доломит

90—100

19,5—21,6

41,0—45,4

* В известняке с высоким содержанием кальция доломит не содержится; карбонат магния

в кальците присутствует в виде твердого раствора.

Структуры и текстуры. Некоторые исследователи [312, 98] прини-

мают, что доломиты подразделяются на два класса, отличающиеся раз-

мерами кристаллов, граница которых приходится на интервал 10—

20 мкм. К первому классу относятся очень тонкозернистые кристалли-

ческие доломикриты, которые встречаются в основном в виде тонких,

обычно сланцеватых пластов, со знаками ряби, трещинами усыхания

и следами эрозии; в них отсутствуют реликты фауны, оолитов и т. д.

Ко второму классу относятся более крупнокристаллические или саха-

ровидные доломиты со множеством следов замещения. Считают, что до-

ломиты первого класса первичны, а второго — представляют собой про-

дукт эпигенетического или диагенетического замещения известняков.

В основных чертах доломиты очень похожи на известняки, ио более

тщательное исследование выявляет множество различий. В доломитах,

которые являются продуктом доломитизации известняков, первичные

структурные или текстурные особенности затушеваны или совсем стер-

ты. Обломочная текстура калькаренита, например, может стать совер-

шенно неразличимой. Особенности кластических пород проявляются

лишь в наличии тенеподобных реликтов, слабо повторяющих контуры

первичных структурообразующих зерен. Доломитизированиые оолиты

и ископаемые осадки проявляются в виде слабых контуров, повторя-

ющих первоначальные формы, и в большинстве своем лишены каких-

либо внутренних деталей. В других случаях только рассеянные зерна

обломочного кварца являются свидетелями первоначального обломоч-

ного происхождения породы. Хотя доломиты обычно не содержат ока-

менелостей, в некоторых образцах невооруженным глазом видны ока-

менелости в виде наружных и внутренних отпечатков. Сохранность от-

дельных деталей очень слабая, и подобные пустоты обычно выполнены

друзовндным доломитом.

Доломитизация сопровождается крупномасштабной перекристал-

лизацией, в результате которой в конце концов образуется гранобла-

453-

стовая структура. При полной перекристаллизации образуется йрйднв»

или крупнокристаллическая мозаика, в которой, однако, многие^дол®

митовые кристаллы сохраняют эвгедральную форму (рис-, 10-44). Пр

Фридману [103], такая структура называется идиотопической, Jlp^

неполной доломитизации образуются рассеянные эвгедральные кри^

сталлы доломита, заключенные в неизменном кальцитовом матрикс»

(порфироидиая структура, по Фридману; рис. 10'45). Эти доломиту

Таблица IO-H

Химический состав доломитов

К мпоненгы

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

2,55

7,96

3,24

24,92

0,73*

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

0,02 0,12

— 0,18 —

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

.—

0,23

1,97

0,17

1,82

0,20

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

0,02

0,14

0,17

0,66

—

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

0,18

0,56

0,06

0.40

1,03"

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

—

0,04

0,07

— 0,11 —

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

21,9 7,07 19,46

20,84 14,70

20,48

SiO,

TiOj

FeO

MnO

MgO

CaO

30,4

45,65

26,72 29,58

22,32

30,97

—

0,0!

0,42

— 0,03 —

—

0,03 0,12

—

0,04

—

0,05 0,33

30,0

0,42 —

O-

—

0,18

0,30

0,36

—

O-

—

0,04 0,91

—

0,01

0,05

COJ

47,7

43,60

41,13

45,54

33,82

47,51«*

—

0,03

— —

0,01«*

—

0,30**

0,19

—

0,16«

—

BaO

0,01«* Нет

—

Нет

—

SrO

0,01«»

Нет

—

Нет

—

Органика

—

0,04«

— —

0,08

Сумма

100,0

100,06

100,40 99,90

100,04 100,97

' «Остаток (преимущественно креынезеы)».

·· Подсчитано по приведенному содержанию железа.

'* Содержание ие превышает указанной цифры.

" Подсчитано как пирит.

*· Органический углерод.

*· Подсчитано по окислам желозв, магния н кальция.

А Теоретический состав чистого доломита.

Б Доломитовый известняк, формация Монро (деаои). Аналнтнк Д. Шааф [319|.

B Доломит Ннагара (силур). Джолнет, Иллинойс, США. Аналитик Д. Хнггенс [94]. Содсрт

жопке MgO соответствует 89.8% теоретического.

Г. Доломит «Нокс» (кембро-ордовик), Моррнсвнлл. Алабамв, США. Аналитик У. Хиляебрынь

1281J Содержание MgO соответствует 96.6%.

„ Д. Кремневый доломит, группа Ниагара (силур), округ Хайлеид, Огайо, США, Аивлктяк

Д. Шааф [3|9|

E Доломит Рзндвнлл (докембрий), округ Дикнисон, Мичиган, США. Аналнтнк Э Бресте?

[.1]. Содержание MgO соответствует 94,6%.

вые ромбики обычно зональны; центральная часть кристалла содержи^

включения и поэтому затемнена, а периферийная часть сложена отно-

сительно чистым доломитом (рис. 10-46). В отдельных случаях в кри-

сталлах видно чередование светлых и затемненных зон доломита. В

других ромбиках центральная часть кальцитовая, а внешняя доломито-

вая. В песчанистых доломитах ромбики могут содержать мелкие зер-

на кварца. В отличие от кальцита, доломит идиоморфен. Ромбики пе-

ресекают такие первичные элементы структуры, как окаменелости,

оолиты и зерна глауконита (см. рнс. 10-6); доломит, тагам образом,

является продуктом замещения.

454-

Рнс. 10-44. Глауконитовый доломит (кембрий), Колорадо. Без анализатора. Χ3Ι

Крупнокристаллический доломит (серые ромбики) с глауконнтовымн гранулами (черные) и рас-

сеяииымн зернамн кварца (белые). Не очень хорошо заметно обрастание кварца

Рис. 10-45. Доломитовый известняк Рочестер, Нью-Йорк. Без анализатора, Х80.

Ракушечный известняк (бномнкрит нли биомикруднт), состоящий главным образом нз оаковин

брахиопод (Leptocoella), ныне сложенных волокнистым кальцитом. Известковый нл между рак -

винами брахиопод превращен в крупные доломитовые ромбы

Рис. 10-46. Доломитовый известняк Миннесота. Без анализатора, Х80.

Зональные Порфнробласты доломита разбросаны в ангедральиой кальцитовой мозаике"

Рис. 10-47. Крапчатый доломит. Известняки Пализер ίдевой), Национальный Парк

Банф, Альберта, Канада. Примерно в половииу натуральной величины

В результате неполной доломитизации образуется крапчатая поро-

да, характеризующаяся пятнистым распределением доломита. Крапча-

тый облик породы наиболее хорошо проявляется иа выветрелой или

корродированной поверхности. Крапчатые доломиты неоднократно опи-

сывались в литературе [338, 27, 133, 22, 285] и, по-видимому, достаточно

распространены. Рисунок доломитизации на поверхности таких пород

455-

очень неправилен по форме и в некоторых случаях образует «дожив*

переплетенную сеть (рис. 10-47). Отдельные участки доломита целиком

изолированы. Пятнистый узор объясняется как результат вадержки ®н

ломитизацни в процессе миграции через породу магнийсодержащих

растворов [133, 22]. Если крапчатость проявляется при неполной доло·,

митизации, то ее узор, возможно, контролируется первоначальными

структурными особенностями известняка, подвергшегося замещению

[243]. По мнению многих исследователей, это связано с органикой —

возможно «водорослевыми» каналами [27] или, что более вероятно, ис-

копаемыми ходами червей. В некоторых случаях эти проявления четко

не контролируются слоистостью или другими текстурами, поэтому труд-

но объяснить изоляцию отдельных доломитовых участков. Возможно,

крапчатость возникла в результате диагенетической дифференциации,

из-за несмесимости высокомагиезиальиого кальцита органического

происхождения. Высвобождающийся карбонат магния мог формировать

доломит либо в виде изолированных ромбиков, либо отдельных пятеи,

создавая крапчатость. В ордовикских известняках Платтвиль в верх-

ней долине Миссисипи содержание доломита от 0 до 30% [133], а в

девонских известняках Пализер, Альберта, оно составляет от 10 до

40% [22]. Это соответствует тем значениям, которые можно ожидать

прн преобразовании водорослевого карбоната, заметно обогащенного

магнием. Незавершенность процесса доломитизации, его единообразие

на обширных площадях, а также значительные мощности доломитизи-

рованных пород являются лишним свидетельством существования

внутренних источников магния.

Связь доломитизированного карбоната и осажденного кремнезема

(кремня) противоречива. В одних породах доломит более ранний н

позднее замещается кремнем как показывают псевдоморфозы крем-

ней по доломиту (см. рис. 11-7). Доказательств обратного соотношения

гораздо меньше. Кремень с отпечатками доломита, обычно представлен-

ный в нерастворимом остатке некоторых карбонатных пород, — это

губчатый кремень, с многочисленными ромбовидными пустотами, обра-

зовавшимися при растворении доломита. Являлись лн первичные доло-

митовые ромбики метакристами в кремнях? Если это так, то они могли

заместить н кремень. Возможно, они образовались при замещении

кальцитового матрикса, который заполнял промежутки между много-

численными кристаллами доломита.

Как отмечалось ранее, доломит встречается также в виде очень

тонкозернистой породы, в которой отсутствуют многие черты, характер-

ные для процессов замещения. В ней не содержится окаменелостей,

нлн, в лучшем случае, встречается ограниченная фауна, несколько от-

личная от свойственной известнякам [321]. Эти породы обычно тонко-

слоистые, с включениями сильно насыщенного битумами материала.

Нередко они содержат кристаллы селенита или желваки гнпса и ангид-

рита. Они обычно ассоциируют с эвапоритами и характеризуются пер-

вичными осадочными текстурами, такими как косая слоистость знаков

ряби и трещины усыхания.

Распространение и связь с другими породами. Доломит встречается

в породах любого возраста, хотя, как отмечали Дейли [66], Страхов

[321] и другие, он наиболее распространен в палеозойских и более

древних породах. Он тссно связан с известняком, с которым обычно

переслаивается. Пласты доломита, имеющие мощность от единиц до

нескольких десятков футов, могут переслаиваться с пластами извест-

няка, имеющими мощность такого же порядка [286]. Однако в некото»

456-

рых случаях граница между доломитом и кальцитом сечет стратигра-

фическую поверхность [73]. Иногда границы распространения доломи-

та, по-виднмому, контролируются структурным фактором; например,

щалнчием разломов [143] или складок [191]. Нередок латеральный пере-

ход доломитов в известняки; подобные фациальные замещения могут

иметь резкий характер. Хотя о палеогеографии доломитов известно еще

немного, полагают, что он более типичен для прибрежных фаций, в

то время как известняк является продуктом удаленных от берега зон,

возможно, с морскими водами более нормальной солености (предпола-

гают, что прибрежные участки имеют более соленые воды; рис. 10-48).

Имеются, однако, случаи с обрат-

ным соотношением, когда известня-

ки расположены в периферийных,

а доломиты в центральных частях

бассейна [321]. Доломиты харак-

терны для зарифовых участков, а

известняки формируются на самих

рифах илн перед рифами [59].

В нижнем силуре доломиты, по-ви-

димому, накапливались в иной гео-

графической обстановке, чем сосед-

ние известняки [8], как, например,

в кембро-ордовикских отложениях

на востоке штата Теннесси и юго-

западе штата Виргиния [76, 150].

Во многих местах доломиты

тесно связаны с эвапоритами, осо-

бенно с гипсом и ангидритом. В од-

них случаях эвапоритовый материал

представлен только рассеянными

кристаллами гипса и ангидрита в

доломите. В других случаях доломит

переслаивается с сульфатами. Эти

доломиты обычно тонкозерни-

стые, а несахаровидные, им свойст-

венны тонкая слоистость, а также наличие коричневого оттенка из-за

примеси битуминозного вещества.

Где же отлагается доломит в настоящее время? По-видимому, в

больших масштабах накопление доломита нигде не происходит. Мно-

гие принимают это как доказательство днагеиетического, а не первично

осадочного происхождения доломита, или считают, что условия

осадконакоплеиия в прошлом сильцо отличались от современ-

ных. Однако в последние годы доломит, хотя и в очень незаначнтель-

иом объеме, был обнаружен в некоторых ограниченных фациальныхоб-

становках. Несмотря иа несколько ранннх упоминаний о современных

доломитах, этой проблеме стали уделять большое внимание только пос-

ле того как Олдерман и Скиинер [4] опубликовали статью о доломи-

товом мергеле, образующемся в лагуне Куранг Южной Австралии.

После этого доломит был найден в виде корок выше приливно-отлив-

ной зоны Флоридского залива [299] и Багамских островов [301], на

себхах района Персидского залива [164], в Нидерландских Антил-

лах [71] и на некоторых Тихоокеанских атоллах [25]. Известны так-

же и другие места осаждения доломита, например на прибрежных от-

мелях оз. Балхаш [321].

Рнс. 10-48. География распространения

доломитов в восточной части США

[150].

/ — преобладают пластические осадки: 2 —

преобладают доломиты; S — преобладают из-

вестняки; 4 — край контвтеитальиого шельфа

4R7

Эти современные отложения, хотя и незначительны цо объему;

подтверждают заключение о том, что тонкозернистые и сланцеватыё

доломиты древних толщ накапливались в тех же условиях, что и сов-ί

ременные формации. Это, по-видимому, были тропические, главным об-

разом аридные или семиаридные обстановки, обычно лриливно-отлив-

ные или прибрежные равнинные участки. Для этих условий, по-види-

мому, характерны пересыщенные солью, обогащенные магнием рассс

лы. Тесная связь древних доломитов с гипсом, водорослевая слоистость

и текстуры, трещины усыхания и другие признаки мелководности или

наличия пересыщенной рапы, согласуются с наблюдениями над совре-

менными доломитовыми отложениями.

Диагенез карбонатных пород

Известняки более чем какие-либо другие распространенные осадоч-

ные породы подвержены изменениям как до, так и после консолидации.

Наиболее значительны те изменения в структуре и составе, которые

ведут к образованию доломитов

(с. 463)и к замещению кремнезе-

мом, фосфатами и т. д. (с. 496,

535,547). В одних случаях это заме-

щение заключается в проникновении

в породу посторонних материалов;

а других они сопровождаются пере-

стройкой материала, уже присутст-

ствующего в породе, — этот про-

цесс назван диагенетической диф-

ференциацией.

Но даже в обычных изве-

стняках, не претерпевших сущест-

венного изменения в составе, про-

исходят преобразования, сопрово-

ждающиеся трансформацией мяг-

кого и обычно пористого карбонат-

ного осадка в плотный твердый

известняк с небольшой пористостью

или вообще лишенный пористости.

Эти изменения мы сейчас рассмо-

трим. Для этого важно провести

различие между теми свойства-

ми, которые можно непосредствен-

но наблюдать — крупнозернистая

мозанка, стилолпты или законо-

мерные разрастания кристаллов, И

теми процессами, которые ми

предполагаем — перекристаллиза-

ция, рамвиреиие, замещение и т. д*

Превращение известкового осад-

ка в литифицированную кристал-

лическую породу является разновидностью метаморфизма, так как

образующиеся структуры похожи иа структуры обычных метаморфи*

ческих пород. Поэтому изучающим эту проблему следовало бы озна-

комиться со структурами метаморфических пород [309], я уж, конеч-

но, изучающие строение известняков должны быть знакомы с моиогра·

фией Бруно Зандера [283].

Рнс. 10-49. Диагенетические структуры

Авонскнх известняков.

1—4 — структуры, образованные в процессе

цементации н выполнения (/ — гранулярный

цемент, 2 — друзовндная мозаика, 3 — друзо-

вндныЛ ВОЛОКНИСТЫЙ кальцит, 4 — цементная

KiCMKa нарастания): 5—7 — структуры, обра-

зованные в процессе роста зерен (5 — крупно-

KPi таллнческая мозанка. б —каемка замеще-

ния. 7 замещение волокнистым кальцитом):

i—S — структуры, образованные в процессе

уменьшения зерен (ί — замещение волокни-

стым кальцитом, 9 — гранулярная мозаика)

458-

Вопросы диагенеза и доломитизации известняков широко освещены

в специальной литературе. Привлекают внимание раздел журнала

«Седиментология», посвященный литификации карбонатных осадков

[110], симпозиум по доломитизации и диагенезу известняков [261],.

Бермудская конференция по карбонатным цементам [39], а также од-

на из ранних, но до сих пор заслуживающих внимания классических

работ по доломитам и доломитизации Ван-Туйла [338]. Добавим к

этому бесчисленное множество статей, посвященных этому вопросу, иа

некоторые из них мы ссылаемся в следующем разделе. Диагенетичес-

кая структура карбонатных пород, а также предполагаемые процессы,

создающие ее, схематически отображены на рис. 10-49.

В этом разделе мы акцентировали внимание на явлениях, связан-

ных с диагенезом — заполнении порового пространства, закономерных

разрастаниях кристаллов, микритовых оторочках и т. д., а также на

предполагаемых процессах, приведших к развитию этих явлений; од-

нако следует четко понимать, что диагеиетические изменения, имеющие

место в карбонатных отложениях, являются сложным процессом. Изме-

нения могут быть избирательными; такая селективность, в частности,

относится к первичной минералогии скелетных элементов или ооидов-

[189]. Кроме того, онн могут быть комплексными, поскольку протекают

в течение длительного периода времени, охватывающего как время

осадконакопления, так, частично, и стадию после воздымания. Вос-

становление истории диагенетических преобразований может быть весь-

ма сложной задачей [102].

Цементы и выполнения пустот

Карбонатные цементы составляют значительную часть скрепляю-

щих материалов, которые связывают известняки в единое целое. До

недавнего времени наши знания, касающиеся литификации карбонат-

ных осадков, основывались на микроскопических анализах строения

цемента в древних породах. В значительной степени они основываются

на них и сейчас. Однако изучение седиментационных процессов, про-

исходящих в современных плейстоценовых карбонатных осадках, дан-

ные по химическому составу карбонатных цементов и связанных с ни-

ми вод очень много прибавили к пониманию процесса цементации.

Детальное изучение цементации карбонатов явилось темой симпозиума

и нашло отражение в докладе Бриккера [39].

Свежеотложенный карбонатный осадок содержит множество круп-

ных и мелких пор и пустот (см. с. 426). Общая пористость некоторых

карбонатных осадков может составлять 75—80% [77]. В карбонатных,

песках эта межзерновая пористость сильно уменьшается при выпаде-

нии цемента в межпоровых пустотах каркаса, а в карбонатных илах

сокращается при уплотнении и растворении под давлением на контак-

те зерен [356]. Цементация может проявляться в виде друзовидных

оболочек на зернах, иногда нолокнистых с радиальным расположением

и более крупной зернистостью к цецтру пор, с прямыми границами меж-

ду отдельными кристаллическими индивидами. Первичный цемент, на-

пример в пляжевых породах, может быть арагоннтовым или в некото-

рых случаях Mg-кальцитовым, но в древних породах цемент каль-

цитовый.

В некоторых известняках цемент представлен закономерными на-

растаниями иа обломочных зернах каркаса; они выглядят как единые

кристаллы, как, например, скелетные элементы иглокожих. Этн вто

ричные разрастания состоят из чистого кальцита и отличаются от пер-

457-

Ъоначальных обломков, которые содержат многочисленные включения;,

Кристаллическая мозаика, образованная закономерным (синтаксиальй

ным) разрастанием, отличается наличием плоскостных межзерновых

границ.

Более крупные пустоты (например, связанные со скелетным^

•структурами, а также пустоты рифовых пород) частично заполнены

механическими осадками. Тонкий карбонатный ил или алеврит попа-

дают в кавериу н покрывают ее дно. Остальная часть каверны впо-

следствии заполняется осажденным кальцитом, который сначала осе-

дает на стенках, а затем заполняет все пустотное пространство. При

подобном сложном заполнении формируется геопетальная струк-

тура [283]. Геопетальное строение типично для многих известняков

и является ориентиром при определении кровли крутонаклонных и пе-

ревернутых пластов [304]. Обычно пустоты заполняются кальцитом,

но в некоторых случаях присутствует доломит. Наблюдениями установ-

лено, что если одновременно присутствуют доломит и кальцит, то

раньше отложился доломит, а не кальцит [101].

По вопросу о времени цементации происходило много споров, на-

пример, [267]. Иногда цементация идет одновременно с отложением

осадка, как, например, в пляжевой породе [39]. Пляжевая порода, об-

разовавшаяся при простом заполнении пор, образуется в современных

условиях в литоральной зоне, в основном в тропических областях. В

общем цемент состоит из нарастаний на микритовых зернах, иногда

присутствуют волокнистые нарастания, обычно арагонитовые.

Рифовые породы обычно цементируются, находясь еще под водой

[182, 119, 190], то же происходит и с другими морскими осадками

[268, 39]. Подводные цементы, по-видимому, представлены волокнис-

тым арагонитом или магнезиальным кальцитом, особенно в зернистых

и пеллетовых известняках. Цементация происходит также и после воз-

дымання территории под действием циркулирующих метеорных вод.

Образовавшийся при этом цемент обычно представлен обедненным

магнием стабильным кальцитом, с более низкими изотопными отноше-

ниями кислорода и углерода, чем в морском цементе [39].

Растворение

Карбонатные породы особенно подвержены растворению. Раство-

рение обычно становится заметным прн удалении раковин илн других

скелетных элементов, или в редких случаях при удалении оондов или

во всех других случаях, когда форма оставшихся пустот указывает на

их происхождение. Избирательное растворение ооидов приводит к об-

разованию так называемой «оолитовой пористости». В других случаях

прн растворении остаются неправильной формы мелкие или крупные

каналы. Крупные каналы представлены хорошо известными известня-

ковыми кавернами и пешерами. Пористость, образующаяся при раст-

ворении, со временем может уменьшиться при новом заполнении пустот

осажденными карбонатами. Последней стадией заполнения пещер яв-

ляются натечные образования — сталактиты и сталагмиты.

Более распространенным, хотя и менее эффектным продуктом рас-

творения, точнее растворсння под давлением, являются стилолитовые

швы; их особенности и происхождение рассматривались нами ранее

(с. 427). Как отмечалось, образование стилолитовых швов может со-

провождаться удалением значительного объема породы, сокращением

стратиграфической мощности, в некоторых случаях достигающем 40¾

460-

<314). Многие карбонатные породы изобилуют микростилолитами—

мелкими стилолитами, которые отчетливо видны в шлифах. Они мар-

кируют границы между зернами или между ископаемыми остатками,

или же между зернами (и окаменелостями) и матриксом породы.

Рост зерен (агградациониый неоморфизм)

Во многих известняках отмечается увеличение размеров зереи и

степени кристаллизации с увеличением возраста отложений. Этот про-

цесс Фолк [97] назвал агградационным иеоморфизмом

(в противоположность деградациоиному неоморфизму или уменьшению

размеров зерен). В одних случаях процесс увеличения размеров зерен

захватывает лишь единичный элемент породы; в других случаях он

охватывает всю породу. Для первого случая примером резкого увели-

чения размеров зерен является синтаксиальная каемка за-

мещения — оболочка или разрастание кристаллического элемента

(например, криноидиой чешуйки), которые могут продолжаться в мат-

рикс, где находился этот элемент. Вторичная кайма, увеличивающая

объем первоначального обломка, может расти только при замещении

окружающего матрикса [89]. Другим примером неоморфизма, прояв-

ляющегося в новом разрастании кристаллов, являются радиально по-

строенные сферолиты, присутствующие в некоторых тонкозернистых из-

вестняках. Более часто встречается крупнокристаллическая мозаика,

которая захватывает обломки раковин, оолиты и похожа на матрикс.

Она стирает первоначальные структурные особенности породы. Эта мо-

заика характеризуется искривленными и спутанными границами между

зернами.

В целом различие между осажденным в порах и иеоморфным

кальцитом относительно четкое, но в некоторых случаях это не так

[310, 97]. Ранее упоминалось о желваковых известняках (с. 426). Яв-

ляются ли «микритовые острова» измененными пеллетами в ясно-

кристаллическом цементе или они представляют собой реликты иепол

ной перекристаллизации тонкозернистого известняка? Считается, что

даже цемент некоторых калькареиитов иеоморфный и является продук-

том перекристаллизации микритовой основной массы (с. 442), тогда

как яснокристаллический кальцит в калькарените предположительно

может являться либо цементом, либо неоморфным образованием; это

приводит к заключению, что вакковые породы без обломочного ко-

стяка предположительно неоморфные. Яснокристаллический кальцит,

заполняющий верхние части каверн и трещины, несомненно является

цементом, а не неоморфным образованием (хотя бывает, что жилки

являются жилами замещения). Батхёрст [18] указывал, что в кальпн-

товом цементе тройные соединения зереи наблюдаются гораздо чаще,

чем в неоморфном кальците. В таком тройном сочленении (контакттрех

межкристаллических границ) каждый из трех углов равен 120°. Для

роста яснокристаллического цемента характерны ориентировка кри-

сталлов нормально к поверхности и увеличение размера кристалла

при удалении от поверхности; эти черты отсутствуют в неоморфном

кальците.

Механизм, лежащий в основе преобразования тонкозернистого

карбоната в крупнокристаллический, еще не ясен [14]. Этой проблеме

уделили внимание Батхёрст [18] и Фолк [97]. В одних случаях не-

оморфная мозаика образуется при превращении арагонита в кальцит,

например, в некоторых ооидах или раковинах. В других эта мозаика

461-