ПЕТРОТИПИ ВАПНЯКІВ НЕЗЕРНИСТІ ВАПНЯКИ Мікрозернисті
ПЕТРОТИПИ ВАПНЯКІВ
НЕЗЕРНИСТІ ВАПНЯКИ Мікрозернисті
Мікритові вапняки білі або забарвлені органічною речовиною у темносірий, чорний, а також коричневий колір. Вони можуть бути також червоними, жовтими та зеленуватими.
Мікроуламкові вапняки
Коколітові вапняки – це вапняки складені переважно дрібними плаваючими водоростями. Як ми вже зазначали вище, дрібні плаваючі водорості об’єднуються в родину Coccolithacetae (поширені в помірних та тропічних широтах). Кожен організм складається з однієї сферичної клітини, яка включена в оболонку з платівок низько-магнезіального кальциту, розмір яких змінюється від 2 до 10-20 мкм. Шиповидні рабдоліти поширені в більш теплих водах тропічних зон відкритих океанів та Середземномор’ї.
Крейда – більш або менш рихла порода білого кольору, що складається з часток кальциту розміром не більшим за 0,004-0,005 мм, є специфічним різновидом біоморфних водоростевих вапняків. Понад 80% її складають залишки планктонних морських водоростей Coccolithacetae – раковинки розміром 0,001-0,004 мм або мікропластинки CaCO3, що є, можливо, уламками таких раковинок. Вміст карбонату кальцію в крейді перевищує 90%. Будова крейди – мікритова, пористість – до 55%.
Головними домішками є глинисті мінерали (монтморилоніт та ілліт). Часто зустрічається глауконіт, але вміст його незначний. Аутигенний колофан іноді концентрується в вигляді зерен, жовен, згустків, їх поява в горизонтах свідчить про зменшення швидкості осадконакопичення, або про перерву в осадконакопиченні.
Крім коколітів в крейді присутній детрит молюсків, голкошкірих, моховаток та форамініфер, часто зустрічаються сфери (діаметром до 0,005 мм) центральні частини яких виповнені спаритовим кальцитом. Такі кальцисфери є залишками не форамініфер а (скоріш за все) водоростей типу сучасних дазикладацій. У класичних розрізах Північної Франції і Південній Англії в крейді присутні горизонти стяжінь (жовен) кременю.
Мікроструктура крейди біоморфна, текстури – тонкошаруваті, паралельно шаруваті, масивні, зсувошаруваті.
За фауністичними та флористичними визначеннями мінімальні глибини осадження найтоншої крейди – 100 м. оскільки в крейді не спостерігається “кородійного травлення” то максимальні глибини не перевищують 600 м. Результати вивчення залишків молюсків з горизонтів складених твердими відмінами, показують що глибини навряд чи перевищували 200 м.
ПЕРЕХІДНІ МІЖ НЕЗЕРНИСТИМИ ТА ЗЕРНИСТИМИ
Біомікрит — черепашник
Велику групу вапняків складають біоморфні та біоморфно-детритові різновиди вапняків. До них відносять різного роду вапнисті біогенні накопичення, зцементовані карбонатним мулом або шпатовим цементом та незцементовані відміни.
Черепашниками або біомікритами називають осадки складені практично незруйнованими раковинами. Формуються вони в відносно спокійних умовах, де може осідати карбонатний мул, а органічні залишки поховані незруйнованими, незалежно від розміру та хрупкості. Таке осадконакопичення здійснюється або на відносно великих глибинах, або на мілководді в ізольованих заводях серед рифів, складених строматопороідеями та коралами. Кількість раковин та цементу змінюється в широких межах.
ЗЕРНИСТІ ВАПНЯКИ
Біогермні, біостромові та черепашкові банки
Строматолітові вапняки є ще одним (крім онколітів) продуктом життєдіяльності цианофітів. Саме цианофіти є одними з саих ранніх поселенців на щойновідкоадених осадках літоральних мулових низин. Вони міцно стабілізують осадки пов’язуючи часточки мулу трубкоподібними нитками і покриваючи своєю “повстю” поверхню осадку.
Синьо-зелені водорості захоплюють переміщуваний в літоральних низинах мул та алевритовий матеріал, і неухильно формують неправильно шаруваті матоподібні покриття, які відомі під назвою строматолітів. Товщина окремих прошарків не перевищує кількох сантиметрів, а потужність всього покриття рідко більша за 1 м. Внутрішня будова страматолітів складна – в них присутні куполоподібні утворення, які отримали назву “водоростеві голови”, розмір яких в поперечнику може сягати 15 м. Найбільш складні форми росту та найбільші за розмірами строматоліти асоціюють з рифовими гребенями та верхніми частинами рифових схилів.
Строматолітові споруди, що мають водоростеве походження, виявлені у вапняках (від докембрійських до сучасних). Вони мають саму різну форму і розміри від кірок потужністю біля 1 см до горбоподібних споруд 15-20 м і 50-60 м в поперечнику. Особливо широко представлені строматолітові утворення в докембрійських і нижньопалеозойських відкладах. Рифові породи. Своєрідною формою залягання біогенних вапняків є викопні рифи та їх сучасні аналоги – рифові масиви тропічних морів.
Рифи – загальний термін для геологічних тіл різної форми і розміру, які являли собою міцні споруди що підносились над дном морського басейну, та складених біогенними вапняками що залягають серед інших порід різного складу: вапняків, глин, алевролітів тощо. Форма рифів може бути від майже округлої в плані до неправильної, звивисто-витягнутих. Їх розміри в плані – від декількох десятків або сотень квадратних метрів до витягнутих систем з протяжністю в сотні кілометрів і шириною в кілька кілометрів (рис. 2.7.9.)
Рис. 2.7.9. Схема будови рифу: 1 – ядро рифу; 2 – рифова брекчія; 3 – вміщуючі породи За формою рифові споруди поділяються на декілька типів.
Біостроми – малопотужні, дуже плоскі, лінзоподібні тіла, що майже не підносились над дном морського басейну. Біостроми формувалися в мілководних морях з слабким прогинанням дна, є типовими для платформ.
Біогерми – горбоподібні рифи, що виникали в умовах швидко занурюючогося дна басейну, що дозволяло рифу рости вгору. Біогермами є більшість викопних рифових споруд. Вони типові для передових прогинів і геосинклінальних областей.
У будові рифового масиву (біогерму) розрізнюють центральну частину, або ядро, і оточуючий ядро «шлейф», утворений брекчієподібним осипом вапняків, який виникає при синседиментаційному руйнуванні рифу хвилями моря (рис. 2.7.9.).
Біостели – стовпоподібні рифові тіла, які зростають в умовах дуже швидкого занурення дна басейну.
Ядро викопних рифів звичайно не шарувате і є безладним скупченням залишків різних організмів (каркасних – цианофіти, кишковопорожнинні, моховатки тощо; та супутніх організмів рифового біоценозу – брахіоподи, молюски, голкошкірі, губки, черв’яки тощо), скріплених кальцитовими водоростевими утвореннями (строматолітовими кірками тощо).
Вапняки центральної частини рифу часто зазнають доломітизації. І в процесі зростання рифу, і внаслідок доломітизації, що супроводиться розчиненням і вилуговуванням різних елементів породи, в біогенних вапняках і доломіті рифового масиву формуються численні пори, каверни і інші пустоти, що іноді складають до половини всього об’єму породи. У пустотах розвиваються процеси інкрустації стінок вторинним кальцитом.
Для шлейфових брекчієподібних вапняків характерна наявність грубої неясної шаруватості.
Крім каркасоутворюючих компонентів в складі рифу можуть бути присутні й інші, зокрема евапорити, відкладення яких пов’язано з обмеженою циркуляцією води в закритих рифових лагунах (тилова частина рифу).
Асоціація рифу та осадків що сформувалися за рахунок його абразії виділяється в якості (під назвою) рифового комплексу.
Цільночерепашкові вапняки.
Глобігеринові вапняки (сучасні – глобігериновий мул).
В сучасних морях та океанах глобігериновий мул покриває величезні площі (за деякими оцінками до 125 млн.км2), переважно на ділянках віддалених від континентів та островів. Максимального розвитку ці мули набули в Атлантиці, меншою мірою вони поширені в Тихому та Індійському океанах. Глибини залягання мулу переважно середні і рідко переважають 4500 м, оскільки в умовах недонасичення води карбонатом раковини досить швидко розчиняються.
Мул має рожевий колір, його складають головним чином форамініфери роду 01оЬі§егіпа (загін ЯхЛаШсІа), що з’явилися в юрський час. Присутні пелагічні молюски – птероподи та гетероподи, а також вапнякові водорості. Іноді в значних кількостях присутні кременисті організми – діатомові водорості, радіолярії, спікули губок. Часто відмічається присутність аутигенних новоутворених мінералів – целестину та бариту.
Біосфероагрегатні вапняки
Онколітові вапняки. Онколітові вапняки складені, головним чином, вапняковими стяжіннями концентричної та радіально-променистої будови розміром від кількох мм до 10-12 см. Від оолітів онколіти відрізняються нерівною хвилясто-бугристою річною шаруватістю з неоднаковою товщиною шарів, чергуванням світлих та темних шарів (збагачених органікою та глинистими мінералами). Утворюються онколіти в мілководній зоні моря.
Вважається, що провідну роль в утворенні онколітів відіграють синьо-зелені водорості (цианофіти), на поверхні клітин яких, через порушення карбонатної рівноваги при поглинанні СО2 з навколишньої води, формуються мікроскопічні кристалики кальциту. Внаслідок життєдіяльності таких водоростей відбувається накопичення біохемогенного кальциту, який обволікає кальцитовими кірками вільно лежачі на морському дні зерна і уламки різної природи. Найбільш активне їх зростання при цьому йде на верхній поверхні уламків, при випадковому перевернені яких хвилюванням зростання кальцитових кірок продовжується на зворотній стороні. У результаті формуються псевдоконкреційні субсферичні або сплощені утворення водоростевого кальциту які й називаються онколітами.
Ооліти з концентричною шаруватістю відомі під назвою озагія, з радіально-променистою будовою (перекристалізація) – мають назву астеросфероїдес та радіозус (останній шар в периферійній частині – тичкуватий карбонатний). Ооліти з пузирчастою будовою називають везекуляритес.
ЗПелетові відклади
Пелетові відклади – це карбонатні породи, які своїм походженням зобов’язані органічним агентам. Розміри пелет можуть змінюватись в широких межах – від 0,0З-0,04 до 0,14-0,16 мм і навіть досягати 1 мм. Однак в межах одного шару вони, як правило, однакові. За структурою ці породи можуть бути овоїдними або складатися мікритовим вапняком.
Породи, складені пелетами загалом схожі на оолітові вапняки, однак пелети є
фекальними грудочками округло-довгастої або овальної форми, що утворюються зоопланктоном або при переробці мулів різними організмами – мулоїдами (черв’яками, пелециподами, гастроподами, крабами тощо). До складу пелет часто входять алевритові частки, які охоплені органічним слизом з залишками водоростей. Збагачення пелет органікою обумовлює їх більш темне, порівняно з оточуючим мікритом, забарвлення. З пелетами асоціюють уламки форамініфер та молюски.
Відомі сучасні осадки, в яких фекальні грудочки складають від 50 до 90% всієї маси осадку. У вапняках різного віку описані шари, значна частина яких складена дрібними овальними утвореннями з чіткими контурами, що складаються з мікрокристалічного або пелітоморфного кальциту. Маса таких овальних грудочок занурена звичайно в мікро або ясно кристалічний кальцит. Більшість дослідників розглядають такі вапняки як скупчення фекальних пелет (Рис. 2.7.8)
Ці відклади накопичуються в умовах низької та середньої динамічної енергії води, тобто в широких приливних низинах та зв’язаних з ними лагунах. Відмічається руйнування пелет при стисканні осадків вже на глибині 1 м. Водночас, перекристалізація міжзернових ділянок зміцнює породу і створює умови для збереження форми пелет.
Біодетритові вапняки
Біоспарити. Крім вапняків з мікритовою цементною масою широко розповсюджені вапняки з добре вираженою шаруватістю, які складені фрагментами великих вапнякових скелетів організмів і цілими раковинами дрібних організмів, та зцементовані відносно чистим спаритом.
Вважається що спарит може виникати в результаті:
- розчинення з наступною перекристалізацією на ранньодіагенетичній стадії матеріалу дрібного арагонітового детриту;
- заміщення первинного карбонату.
Шпатовий (кристалічний) кальцит складає в породах не тільки основну чи цементуючу масу, але й виповнює внутрішні порожнини раковин (“неоспарит”).
Структури порід цих 2 підтипів біоморфні або детритово-біоморфні. Якщо в складі переважають не раковини а кристалічно-зернистий кальцит, структура порід, у відповідності до розміру кристалів, стає спаритовою або мікритовою.
Текстури – шаруваті, або масивні.
Сфероагрегатні абіогенні вапняки
Оолітові вапняки більш ніж наполовину складаються з округлих кальцитових оолітів концентричної будови, розмір яких змінюється в межах від 0,1-0,2 до 1-2 мм (звичайно менше 1,0 мм), структура порід за виглядом нагадує риб’ячу ікру. Утворення більшого розміру називаються пізолітами.
Для оолітів характерна наявність 2 (чи більше) концентричних шарів, причому в шліфі можна бачити, що ці шари наростають навколо якого-небудь чужорідного тіла – піщинки, уламка раковини і тощо.
Сучасні ооліти складені арагонітовими кристаликами, орієнтованими приблизно паралельно поверхні ооліту. Багато оолітів давніх порід виявляють радіальну будову -вони утворені призмами кальциту, орієнтованими під прямим кутом до концентричних кайм (облямівок), або радіально-променистими кристалами кальциту, які формуються за рахунок перекристалізації арагоніту.
Давні оолітові вапняки формувались переважно в мілких, добре перемішуваних водах морських припливних низин та припливно-відпливних русел. Часто мають косу
шаруватість, ознаки брижі.
Сучасні оолітові осадки зустрічаються в Перській затоці, Червоному морі, на мілководді Флориди, на Багамських островах, а також на узбережжі соляних озер на заході США.
1) У Флориді та на Багамах ооліти виникають в тих місцях де насичена карбонатом кальцію вода переміщується вперед-назад по мілководдю в напрямку припливних течій. Глибина води ніколи не перевищує 6 м, а дно абрадується з повним виносом мікриту. Більші зерна знаходяться у русі – стають зародками оолітів, обростаючи концентричними шарами карбонату що осідає хімічним шляхом.
2) В Суецькій затоці Червоного моря оолітові піски формуються в літоральній смузі між відмітками високої та низької води. Піски покриваються знаками брижів та оголюються під час відпливу. Ядра оолітів складені зернами кварцу, польового шпату та уламками форамініфер.
3) Для дуже солоних лагун техаської частини Мексиканської затоки характерні постійна діяльність хвиль, високі температури та інтенсивне випаровування. Води насичені карбонатами, які хемогенно осаджуються у формі арагоніту, що формує до 10 концентричних шарів навколо уламкових ядер. Голки та волокна арагоніту можуть орієнтуватися радіально, концентрично та без будь-якої закономірності.
Якщо сучасні ооліти певний час залишатимуться нерухомими то цілком вірогідна їх цементація спаритом. В інших місцях ооліти переносяться течіями і занурюються в карбонатний мул.
Крім того, при зміні гідродинаміки басейну частинки вапнякового мулу можуть вноситися в проміжки між оолітами. В таких випадках заповнювачем пустот (цементуючою масою) оолітового вапняку стає мікрокристалічна маса кальциту.
Згусткові вапняки
Згусткові вапняки мають своєрідну структуру, що складається з округлих, іноді неправильних згущень мікрокристалічного кальциту сірого або темно-сірого кольору на фоні більш світлого мікриту або спариту різної міри кристалічності. Контури згустків нечіткі, розмиті. Окремі згустки поступово переходять в оточуючий їх кальцит. Розміри згустків можуть бути різними: звичайно вони знаходяться в межах 0,05-0,5 мм; частіше за все 0,1-0,25 мм. Походження таких згущень мікриту дискусійне – найвірогідніше, що вони утворюються в результаті діа- і катагенетичних перетворень первинної структури породи, її перекристалізації і мікритизації.
Грудкуваті вапняки
Грудкуваті вапняки складаються грудочками мікрокристалічного кальциту неясного походження, округлої або неправильної форми, які мають чіткі контури, що відрізняє їх від згустків. Такі грудки можуть мати проблематичне пелетове, фекальне походження або бути, можливо, інтракластами, а також утворюватись в результаті повної «мікритизації», тобто переходу в пелітоморфний кальцит оолітів або скелетних частин організмів. Деякі дослідники пропонують називати їх терміном «пелоїди».
Уламкові вапняки
Інтракластові вапняки є породами, в складі яких переважають інтракласти – продукти синхронного з осадконакопиченням зламування і дроблення поверхневих шарів карбонатних осадків або затверділих утворень, наприклад біогенних рифових вапняків. Для інтракластових вапняків характерний одноманітний склад уламків – інтракластов. Заповнююча маса представлена звичайно мікритом або спаритом.
Характерними представниками інтракластовьгх вапняків є брекчієподібні вапняки,
складені інтракластами кутастої форми, розмір яких перевищує 1-2 мм і може сягати кількох сантиметрів. Вапняки з розміром інтракластів меншим за 1-2 мм є мікробрекчієподібними. У разі округлення дрібних інтракластів, що перекочуються хвилями або течією, вони стають схожі на кальцитовьіе грудочки. У цих випадках вапняк називається грудкувато-інтракластовим.
Інтракластові вапняки утворюються в прибережно-мілководній, часто – в припливно-літоральній зоні моря. Вони характерні для зон дроблення хвилями рифових споруд (рифові «шлейфи»). Деякі дослідники до цих вапняків відносять продукти турбідитного винесення в глибокі зони басейну карбонатних осколків мілководдя.
Уламкові вапняки по суті є конгломератами, гравелітами, пісковиками та іншими нормально-уламковими породи із специфічним складом уламків. Вони утворюються в результаті процесів ерозії (розмиву) більш давніх вапняків, перенесення карбонатних уламків в басейн і їх накопичення, тому повинні розглядатися як уламкові породи. Їх не слід плутати з інтракластовими вапняками.
Кристалобластові вапняки
До групи хемогенних вапняків належать породи що складаються головним чином з дрібного вапнякового мулу, їх літифікованими аналогами є мікрити та зернисті вапняки (кальцилютити і мадстони за Данхемом).
В сучасних відкладах індивідуальні арагонітові частки можна роздивитись лише із застосуванням електронного мікроскопу. В давніх відкладах, за рахунок діагенетичних та епігенетичних перетворень, карбонатні частки перекристалізовані і їх вже можна вивчати оптичним мікроскопом.
Чисті хемогенні вапняки мають світло-сірий колір, гладкий раковистий злам. Домінуючий розмір зерен – 0,5-4 мкм. Зустрічаються лінзочки, кишені розміром до 60 мкм. Породи пронизані жилками шпатового кальциту (спариту). При перекристалізації породи цементуються, ущільнюються. Структури стають мозаїчними, гранобластовими.
Мікрокристалічні (пелітоморфні) вапняки складаються однорідною масою мікрокристалічного кальциту, з розміром часток меншим за 0,01 мм (мікрит). Карбонат кальцію таких вапняків осаджувався з теплої морської води у вигляді найдрібніших кристаликів арагоніту внаслідок досягнення межі насичення і кристалізації, а згодом перетворювався в пелітоморфний кальцит. Частина, можливо більш або менш значна, мікрокристалічного кальциту цих вапняків має біогенне походження і є результатом деструкції мікроводоростевого кальциту, наприклад кальциту коколітофорид, або результатом стирання (внаслідок хвильових рухів води) інших крихких скелетних частин карбонатонакопичуючих організмів. Є дані про певну роль бактерій у виділенні мікрокристалічних форм карбонату кальцію з природних розчинів (зокрема виділення аміаку в результаті їх життєдіяльності призводить до розпаду розчиненого бікарбонату кальцію згідно реакції – Ca(HCOз)2+2(NH4)OH=CaCOз+(NH4)2COз+H2O).
Мікрокристалічні (пелітоморфні) вапняки в зразках характеризуються передусім великою однорідністю, гладким склуватим або раковистим зламом, фарфороподібні. Їх колір може бути різним: від білого і жовтувато-сірого до коричневого і чорного (бітумінозні відміни). Такі вапняки іноді називають «літографським каменем», оскільки через однорідність вони використовувалися раніше для друкування гравюр і малюнків.
Мергелі
Мікрокристалічні вапняки часто містять більш або менш значну домішку глинистого матеріалу, причому між глинами і мікрокристалічними вапняками існують поступові взаємні переходи. Породи, що містять приблизно рівні кількості глинистого матеріалу і пелітоморфного СаС03, називаються мергелями. Кількісні межі виділення мергелів (див. класифікацію порід змішаного складу на початку розділу), за даними різних авторів, різні – за А. І. Осиновою, мергель містить від 30 до 70% глини (решта – пелітоморфний СаС03); запо С.Г.Вішняковим, – відповідно від 25 до 75% глини; за Ф.Дж.Петтіджоном, – від 35 до 65%. Мергель використовується в промисловості для виробництва цементу. У зразках і шліфах практично неможливо визначити вміст в породі глинистого матеріалу, тому для віднесення породи до групи мергелів необхідно визначити вміст в ній глинистих часток, не розчинних в 10% НС1.
Тонкозернистий карбонатний мул накопичується в низько енергетичних обстановках (умовах), за відсутності сильних течій і розмиву. Зазвичай це захищені мілководні лагуни, шельф та більш глибоководні басейни дальнього прибережжя.
Глибоководні різновиди мулу займають депресії на глибинах понад 30м. Крім тонкої шаруватості часто зустрічається градаційна, що вказує на вплив турбідітних потоків.
Більшість питань, що виникають при дослідженні хемогенних порід, пов’язані із встановленням джерел карбонатного мулу. Деякі петрологи вважають його продуктом біохімічних (або навіть чисто біологічних) процесів, інші ж – відстоюють виключно хемогенне походження карбонатного мулу.
З одного боку – арагонітові голки довжиною 1-5 мкм кристалізуються в поверхневій зоні з пересиченого розчину, а з іншого – вони ж утворюються при розпаді вапнякових водоростей (РепісШш, ШсЛеа, Япіросерпаїш, АсеІаЬиІагіа).
При цьому в обох випадках (генезису), умови утворення арагоніту будуть однаковими: насичені СаС03 теплі поверхневі води (висока температура знижує розчинність С02 і призводить до випадіння карбонатів за реакцією – Са(НСОз)2=СаСОз+С02+Н20), обмежена циркуляція, тропічний та субтропічний клімат.
Переміщення арагонітових голок до берега призводить до накопичення арагонітового мулу в літоральних та надліторальних зонах. Літифікований карбонатний мул зустрічається також в шельфових товщах.
Вапнякові туфи (травертини) є натічними і корковими утвореннями, які виникають на суші за рахунок осадження карбонату кальцію з пересиченої СаС03 води підземних джерел, в місці їх виходу на земну поверхню. Широко відомі натічні утворення печер -сталактити і сталагміти, що також що є вапняковими туфами або травертинами. Деякі дослідники називають вапняковими туфами більш рихлі, пористі і кавернозні натічні утворення СаС03, а травертинами – більш щільні масивні кірки і натьоки. І ті і інші зустрічаються у вигляді четвертинних і сучасних утворень і не мають істотного геологічного значення.
Ясно кристалічні вапняки
снокристалічні вапняки (іноді їх називають осадочними мармурами) є масою кристалічного кальциту, утвореного в процесі діа- або катагенетичної перекристалізації карбонатного осадку (породи). Окремі кристали кальциту звичайно мають неправильні, ксеноморфні контури (ангедральна форма). В залежності від розмірів основної маси кристалів виділяються тонко (0,01- 0,1 мм), дрібно (0,1-0,25 мм), середньо (0,25-0,5 мм), велико (0,5-1,0 мм) і грубо кристалічні (більше 1,0 мм) вапняки.
Криптогенними є вапняки, структура яких не дає можливості визначити генезис породи. Типовим випадком такої структури, що приховує умови утворення вапняку, є повна перекристалізація первинного седиментаційного кальциту або арагоніту, «що стирає» сліди первинної структури породи і її генезису.
Доломіти
Визначення. Доломітами називають породи, більш як на 50% складаються з мінералу доломіту СаМ§(С03)2. У відслоненнях, зразках і шліфах доломіти звичайно дуже схожі на вапняки. У зразках вони відрізняються тим, що доломіт практично не реагує з 4% НС1 («скипання» спостерігається тільки з порошком доломіту).
Мінеральний склад. Мінерал доломіт часто містить ізоморфну домішку заліза, яка входить у склад анкериту Са(М^, Бе)(С03)2 («залізистого» доломіту). При вивітрюванні навіть незначні сліди заліза додають доломітам жовтувато-бурувате забарвлення, що допомагає їх визначити в польових умовах. У шліфах доломіт і кальцит дуже схожі між собою. Проте, для доломіту характерні кристали в формі евгедральних (ідіоморфних) ромбоедрів, тоді як кальцит звичайно утворює мозаїчні, ангедральні (ксеноморфні) структури. Особливо чітко ця відмінність в ідіоморфізмі кристалів виявляється в шліфах доломітизованих вапняків, де доломіт майже завжди відокремлюється у скупчення спаритової будови з чіткими ромбічними та квадратними перетинами ромбоедрів. Характерними домішками в доломіті можуть бути ангідрит, гіпс, глинисті матеріали, розсіяна органічна речовина, а також зерна уламкових мінералів.
Рис. 2.7.10. Роль вапняків (0 – 10%доломіту) та доломітів (90 – 100% доломіту) серед 1148 проаналізованих карбонатних порід Північної Америки (за Д.А.Графом та Е.Стейдтманом, із
Ф. Дж.Петтіджоном)
Аналіз поширеності доломіту серед карбонатних порід показує (рис. 2.7.10), що змішані кальцит-доломітові породи є відносно рідкісними і в розрізах набагато частіше зустрічаються або чисті вапняки, або чистий доломіт.
Вивчення доломіту різного віку показало, що більшість їх на значних територіях приурочена до певних стратиграфічних підрозділів. У розрізах доломіт тісно пов’язаний з вапняками, як закономірний продукт процесу карбонатонакопичення. Часто вони знаходяться поряд або перешаровуються з гіпсово-ангідритовими породами. Доломітовмісні інтервали розрізів можуть простежуватися на сотні кілометрів, причому всередині карбонатних товщ доломіт займає положення, що відображає певні етапи розвитку басейну осадконакопичення, визначену фаціальну обстановку. Все це дозволяє стверджувати, що формування основної маси доломіту так чи інакше пов’язане з процесом осадконакопичення, хоча відомі також випадки пізнього, катагенетичного доломітоутворення, коли процес чітко виявляє свій аседиментаційний характер, накладений на стратифіковану структуру осадових товщ.
Доломіт, так само як і карбонат кальцію, є типовим іонно-біогенним компонентом. Міграція магнію, як і кальцію, після вивільнення з материнських порід в зоні вивітрювання здійснюється в формі справжнього розчину. Хоч магнію в морській воді міститься в три рази більше, ніж кальцію (1290 і 400 мг/л відповідно), внаслідок вищої розчинності вуглемагнієва сіль М§СО3 присутня в стані різкого ненасичення і при нормальних умовах може витягуватись тільки біогенно, нагромаджуючись в складі вапнякових скелетних частин ряду організмів або в складі водоростевого магнезіального кальциту (табл. 2.7.8.).
Таблиця 2.7.8. -Вміст М^СОз в вапняковистих скелетних залишках морських
безхребетних
|
||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||||
Відомі доломіти, осадження яких проходило, безсумнівно, хімічним шляхом при підвищенні концентрації природних розчинів. У тих випадках, коли доломітові пласти і пачки носять сліди утворення доломіту за рахунок зміни первинно вапняковистих осадків (або порід), дискусійними є джерело магнію, що забезпечує синтез доломіту, і час процесу доломітизації, який міг реалізуватися:
- в седиментогенезі, паралельно з накопиченням карбонату кальцію, коли магній міг поступати в осадок з наддонної води басейну;
- в діагенезі, за рахунок внутрішніх ресурсів магнію, що містився в осадку (наприклад, біогенно внесеного в осадок);
- в катагенезі, при надходженні в пласти вапняку магній вміщуючих підземних вод.
Проблема утворення доломіту є предметом багаторічної дискусії геологів. Її рішення можливе лише шляхом комплексного вивчення структурно-генетичних особливостей різних типів доломіту і парагенезису порід, з якими вони пов’язані; розшифровки на цій основі умов, що панували в басейні осадкоутворення; а також порівняння цих умов з даними по обстановкам сучасного карбонатонакопичення і доломітоутворення.
Рис. 2.7.11 Залежність розчинності кальциту та доломіту від парціального тиску вуглекислого газу рСО2
(за даними О.К.ЯнатьевоІ): точка 1 – сучасний момент – при підвищені концентрації розчину осідає кальцит; точка 2 – високовуглекислотна атмосфера протереозою – при підвищені концентрації розчину
осаджується доломіт
Найбільшого розвитку процеси доломітоутворення досягли в протерозої і палеозої. До кінця палеозою, і особливо в мезозої, седиментаційне доломітоутворення на Землі поступово затухає – серед карбонатних порід на перше місце виходять вапняки. Доломіт стає все більш рідкісним елементом карбонатних розрізів. Таку еволюцію процесу доломітоутворення М.М.Страхов пов’язує із зміною вмісту С02 в атмосфері Землі. Атмосфера докембрію характеризувалася значно вищим вмістом С02, що призвело до різкого збільшення концентрації в морській воді карбонатних іонів за рахунок розчинення С02. В цих умовах, навіть за самого незначного підвищення концентрації доломіт досягав межі насичення, оскільки його розчинність знаходилася під впливом трьох солей з однойменними іонами, що містилися в морській воді: Са804, М^Од і М^СЬ і тому вона повинна зменшуватись набагато швидше, ніж розчинність СаС03. Це призвело до широкого осадження доломіту у всіх типах морських і озерних басейнів: осолонених, нормальної солоності і опріснених, але багатих іонами Са, М§ і С03.
Про вплив вмісту С02 в атмосфері на можливість осадження доломіту свідчать експерименти О.К. Янатьєвої, яка показала, що в системі Са-М§-С0з-804-И2О при 25°С, порівняно невисоких концентраціях сульфату магнію і в присутності №С1 при рСО2=1 атм найменша розчинність спостерігається у доломіту, а при рСО2=0,012 атм – у кальциту.
На початок палеозою, з пониженням вмісту С02 в атмосфері і відповідним зниженням вмісту карбонатних іонів в морській воді, осадження доломіту стало реалізовуватись тільки в умовах більш сильно осолонених басейнів в асоціації з гіпсово-ангідритовими породами. За сучасного вмісту С02 в атмосфері навіть у висококонцентрованих басейнах доломіт не осаджується, якщо немає посиленого надходження в басейн М§С03+№2С0з, (рис. 2.7.12). Змінюється і вигляд доломіту, що утворюється. На зміну типово седиментаційних доломітів протерозою і нижнього палеозою з’являються доломіти формування яких пов’язане з діагенетичною або синседиментаційною доломітизацією осадків первинно кальцитового (арагонітового) складу (за рахунок М§, що поступає в осадок або в складі частин організмів і водоростевого кальциту, або шляхом заміщення Са в кальциті осадка на М§ морської води з освітою магнезіального кальциту тощо). Такі доломіти Н.М. Страхов назвав седиментаційно-діагенетичними.
Класифікація доломітів за генезисом можна виділити три класи доломітів: уламкові, первинні та заміщення (вони ж вторинні або метасоматичні).
Головні різновиди доломітів
1) мікритові та дрібнозернисті доломіти є однорідними, іноді тонкошаруватими породами світлого, жовтувато-сірого забарвлення, представлені агрегатами доломітових часток розміром <0,01 мм. Органічні залишки дуже рідкісні (остракоди). В більшості випадків ці породи є первинними доломітами.
2) тонко та дрібнозернисті доломіти характеризуються чіткими контурами не дуже правильних доломітових зерен і можуть містити значну домішку кальциту. Ця відміна розглядається як продукт перекристалізації первинних доломітів.
3) водоростеві доломіти формують караваєподібні біогерми (іноді до 0,5 м і більше у поперечнику). Характерною є мікритова та дрібнозерниста структура та тонка волокниста смугастість, згусткоподібні та грудкуваті мікроструктури.
4) особливістю доломітів з органогенною та оргеногено-уламковою структурою є наявність органічних залишків чи їх уламків, які повністю складені тонко та дрібнозернистим доломітом. Текстура порід пориста, кавернозна, при цьому каверни дуже часто заповнені гіпсом та кальцитом. Походження – доломітизація.
5) уламкові доломіти представлені переважно доломітовою брекчією, конглобрекчією та галечником, зцементованими кальцитом або доломітом. Зустрічаються в доломітових товщах у вигляді шарів невеликої потужності.
Умови утворення доломітів
Уламкові доломіти (дололітити) – це кластичні та уламкові відклади доломіту, що виникли за рахунок більш давніх доломітових порід. Основний механізм їх формування -субаеральне вивітрювання кальцитових доломітів. При вивітрюванні міжзерновий кальцит розчиняється і накопичуються чисті доломітові зерна – у вигляді піскуватих кишень та шлейфів. Уламкові структури зберігаються рідко. При літифікації породи повністю перекристалізовуються і втрачають ознаки уламкового походження.
Доломіти первинні (седиментаційні). В цих породах доломіт формується як хемогенний осадок. Більшість сучасних відкладів цього типу асоціює з кам’яною сіллю, гіпсом, чи ангідритом, часто відмічаються й інші ознаки осадження в солоних озерах чи замкнених морях. Структури порід – дрібнозернисті, а також середньо та крупно зернисті (при перекристалізації). Доломіт формує ідіоморфні кристали.
Первинні доломіти широко поширені у відкладах протерозойського і нижньопалеозойського віку. Це сірі і жовтувато-сірі мікрокристалічні (пелітоморфні), іноді тонкошаруваті породи, що складаються з однорідної маси доломіту, розміри кристалів якого становлять 0,005-0,01 мм. Пласти такого доломіту простежуються на відстанях в сотні кілометрів. Більшість дослідників зв’язує їх утворення з хімічним осадженням доломіту з вод морського басейну. Пелітоморфні доломіти можуть містити домішку глинистого матеріалу, кількість якого буває різною, аж до переходу доломітів в доломітові мергелі. У протерозойських і нижньопалеозойських товщах седиментаційні пелітоморфні хемогенні доломіти не мають видимих зв’язків з гіипсово-ангідритовими породами, тому багато дослідників вважають, що осадження доломітової речовини ту відбувалося в басейнах нормальної солоності.
Первинні мікрокристалічні доломіти спостерігаються також в розрізах типових евапоритових формацій в тісній асоціації з гіпсово-ангідритовими породами, часто у вигляді гіпсово-доломітових або доломітово-ангідритових порід, що вказує на хемогенне осадження доломіту з води басейну підвищеної солоності в умовах арідного клімату.
Для докембрійських і нижньопалеозойських доломітів різних районів (США, Східний Сибір тощо) характерний розвиток седиментаційних біохемогенних строматолітових доломітів. Як відомо, строматоліти є мілководними водоростевими спорудами, утвореними в результаті життєдіяльності синьо-зелених та інших нижчих водоростей. Синьо-зелені водорості легко переносять навіть значне збільшення солоності морської води. У докембрії вони були, мабуть, домінуючими організмами морських басейнів що сприяли доломітоосадженню. Для строматолітових доломітів характерна дрібно хвиляста тонка стрічкова водоростева шаруватість, наявність онколітових відмін порід. Тріщини висихання та інші текстури вказують на формування доломіту в дуже мілководній обстановці припливно-відпливних рівнин. У асоціації із строматолітовими доломітами можуть зустрічатися інтракластові доломіти, утворення яких було пов’язане з синседиментаційним зламуванням та руйнуванням в умовах мілководдя щойно утворених доломітових кірок і строматолітів.
У докембрійських і нижньопалеозойських доломітових товщах Східного Сибіру виявлені оолітові доломіти, в яких ооліти, що мають прекрасно збережену мікроконцентричну будову без найменших ознак заміщення і перекристалізації, складається з доломіту. Це вказує на їх первинно хемогенну природу. Відомі також описи пелітоморфних згусгко-грудкуватих і пелетових (копролітових) структур в нижньопалеозойських доломітах.
Доломіти заміщення (вторинні, метасоматичні, седиментаційно-діагенетичні та
катагенетичні за М.М.Страховим)
Доломіти заміщення формуються за рахунок доломітизації первинних вапнякових порід, в процесі якої зростає пористість. Заміщення кальциту доломітом призводить до зменшення об’єму на 12-13%, що теоретично може викликати зростання пористості на 10%.
Рис. 2.7.12 Седиментаційно-діагенетичні доломіти:
А- доломітизація розвивається по мікриту, що цементує ооліти, деякі ромбоедри доломіту заміщують кальцит оолітів; б- в агрегаті кристалів доломіту проглядаються релікти оолітів.
Процес доломітизації може бути повним та селективним. За селективної доломітизації відбувається доломітизація збагачених магнієм органічних залишків (водоростеві карбонати). Крім того, арагоніт змінюється швидше ніж кальцит, а мікрит – швидше ніж спарит.
Наприклад, арагонітові раковини гастропод та цефалопод змінюються раніше, ніж основна вапнякова маса, а кальцитові зкам’янілості типу криноїдей, раковин брахіопод та коралів часто не доломітизуються навіть при повній доломітизації мікритового та спаритовго матриксу.
За часом проявлення доломітизацію підрозділяють на: ранньодіагенетичну (седиментаційну) та пізньодіагенетичну та епідіагенетичну.
Ранньодіагенетична (седиментаційна) доломітизація
Ранньодіагенетична (седиментаційна) доломітизація відбувається в дрібнокарбонатних осадках після їх осідання, коли вони ще знаходяться в неконсолідованому стані.
Характерні ознаки: доломіти мають велику потужність, складають цілі стратиграфічні горизонти, залягають поміж незмінених вапняків, в перекриваючому горизонті вапняків наявна доломітова галька.
Умови доломітизації:
- теплі води з глибиною басейну 0-45 м;
- наявність у воді достатньої кількості СО2, що обумовлює часткове розчинення вапнякового мулу та можливість хімічної взаємодії з магнезіальними солями морської
води;
- висока пористість вапняків, яка дозволяє морській воді просочуватись крізь товщу відкладів.
- повільне заглиблення та підняття морського дна, що сприяє повному заміщенню карбонату кальцію подвійним карбонатом кальцію та магнію.
- співвідношення вмістів магнію та кальцію повинно перевищувати 20 (в морській воді воно складає 5-3).
- достатньо висока швидкість циркуляції порової води.
В сучасних умовах подібні процеси відбуваються в надліторальних рівнинах у жарких вологих районах (Багамські та Антильські острови, Перська затока), де між весняними припливами та штормами прибережні території надовго опиняються на суходолі. У зв’язку з цим насичуючі мул порові води є грунтовими водами, що просочуються з моря. Випаровування підвищує концентрацію солей в порових водах аж до кристалізації сірчанокислого кальцію (гіпсу). Фіксація кальцію підвищує магній-кальцієве співвідношення в залишкових розчинах, в результаті чого починається заміщення арагоніту доломітом, а вивільнений кальцит зв’язується в новоутворювані кристали доломіту.
Пізньодіагенетична та епігенетична доломітизації є доломітизацією консолідованих вапняків.
Пізньодіагенетична доломітизація
Ознаки: практично не розпізнається, оскільки є послідовним рядом процесів, що відбуваються впродовж тривалого часу.
Умови: відбувається під впливом захоронених та грунтових вод, за вищого, ніж при ранньодіагенетичній доломітизації, тиску та температури. Певна частина розсолів може просочуватись в підстилаючі шари, в результаті чого утворюються чисельні січні доломітові утворення.
Епігенетична доломітизація
При описі процесу епігенетичної (катагенетичної за М.М.Страховим) доломітизації тривалий час посилалися на реакцію Гайдінгера: 2СаСО3+М§8О4=СаМ§(СО3)2+Са8О4., але експериментального підтвердження вона поки що не отримала.
Ознаки: приурочена до ослаблених зон – площини розриву, тріщини, тріщини відокремлення. Асоціюють з реліктами незмінених вапняків. Утворюються прожилки і жили доломіту, січні вапняки, доломітові кірки і заповнення доломітом пустот у вже сформованій твердій породі. Характерні крупно і грубо кристалічні структури, різкі нерівні межі між доломітом і вміщуючими вапняками, гнездоподібна, штокова і жилоподібна форми. Ці породи часто є грубо пористими і крупно кавернозними.
Умови: доломітизація відбувається під впливом збагачених магнієм циркулюючих грунтових вод в період підняття та виходу порід на денну поверхню. Процес носить регіональний характер і проявляється в районах інтенсивного розвитку складчастості та подрібнення порід.
Деякі дослідники надають процесам епігенетичної доломітизації вапняків великого значення. Так, знаходження доломіту в розрізах осадочних товщ нижче за евапорити (гіпс, ангідрити, солі) пояснюється явищами доломітизації вапняків за рахунок залишкових високо концентрованих евапоритових магній-вміщуючих розчинів, що які просочувалися вниз з евапоритових товщ у вапнякові (теорія елізійної доломітизації). Однак важко знайти пояснення в тих випадках, коли в розрізі між евапоритами і доломітом присутні вапняки – чому вони не доломітизувались, якщо магнійвмісні розчини, рухаючись зверху вниз, фільтрувалися через ці породи.
