2. Представления об образовании доломитов, их роль в отложениях разного возраста.

Доломитами называют породы, сложенные на 50% и более одноименным минералом CaMg(CO3)2. По внешнему виду многие разности доломитов похожи на известняки и визуально их различают по характеру

взаимодействия с разбавленной HCl, а также по реакциям окрашивания образцов пород. Дополнительным признаком для диагностики доломитов является присутствие структур выщелачивания различного масштаба вплоть до проявления кавернозности. Наиболее важными факторами образования доломита из природных вод являются отношения Mg/Са и величина общей солености. При повышенных концентрациях солей в растворе требуется все больше Mg для начала доломитообразования. При солености 35 г/л отношение Mg к Ca равно 1, а при 350 г/л возрастает до 10. Однако этот минерал выпадает из раствора в твердой фазе очень

редко. Чаще сначала возникают метастабильные карбонаты – железистый и магнезиальный кальцит и протодоломит. Вторичная доломитизация широко развивается в рифовых постройках, где отмечается повышенное содержание высокомагнезиального кальцита, связанного с водорослями. Внутри рифогенных атоллов образуются рассолы с высокими значениями отношения Mg/Ca. Просачиваясь сквозь пористое тело рифа, рассолы доломитизируют его и в первую очередь замещается арагонит биогенного генезиса. В

результате внутри тела рифа, непосредственно под внутренней лагуной, формируется и разрастается доломитовое ядро. Выделения доломита в осадках себкх контролируются приливноотливной полосой и ассоциируют с арагонитом, кальцитом, гипсом, ангидритом и галитом. Метасоматическая доломитизация при повышенной температуре в зоне катагенеза протекает в результате взаимодействия известняков с магниевыми растворами. Эти процессы описываются реакциями Гейдингера [(1) и (2)] и Мариньяка (3

CaCO3 + MgSO4 ® MgCO3 + CaSO4 ; (1)

в растворе

CaCO3 + MgCO3 ® CaMg(C03 )2 ¯ (2)

2CaCO3 + 2MgCl2 = CaMg ( С 0 3 ) 2 + CaCl2 . (3)

Источниками магниевых растворов могут быть водоносные горизонты элизионных бассейнов, инфиль трационные воды, нисходящие рассолы эвапоритовых комплексов и гидротермальные растворы. Ведущая роль вторичных процессов в образовании доломитов начала проявляться с позднего палеозоя. В докембрийских и раннепалеозойских морях формировались мощные толщи хемогенных доломитов,

а известняки играли подчиненную роль. Это было связано с повышенным содержанием CO2 в атмосфере и высоким щелочным резервом вод. В мезозое и кайнозое роль доломитов среди осадочных карбонатных пород падает и формирование их происходит в основном за счет доломитизации известковых отложений.

Билет 12

1. Диагенез и катагенез карбонатных отложений.

Известняки более чем какие-либо другие распространенные осадочные породы подвержены изменениям как до, так и после консолидации. Наиболее значительны те изменения в структуре и составе, которые

ведут к образованию доломитов и к замещению кремнеземом, фосфатами и т. д.. В одних случаях это

замещение заключается в проникновении в породу посторонних материалов; а других они сопровождаются

перестройкой материала, уже присутствующего в породе, — этот процесс назван диагенетической

дифференциацией. Но даже в обычных известняках, не претерпевших существенного изменения в составе,

происходят преобразования, сопровождающиеся трансформацией мягкого и обычно пористого карбонатного осадка в плотный твердый известняк с небольшой пористостью или вообще лишенный пористости. Превращение известкового осадка в литифицированную кристаллическую породу является разновидностью метаморфизма, так как образующиеся структуры похожи на структуры обычных метаморфических пород.

Свежеотложенный карбонатный осадок содержит множество крупных и мелких пор и пустот (см. с. 426). Общая пористость некоторых карбонатные осадков может составлять 75—80% [77]. В карбонатных, песках эта межзерновая пористость сильно уменьшается при выпадении цемента в межпоровых пустотах каркаса, а в карбонатных илах сокращается при уплотнении и растворении под давлением на контакте зерен [356]. Цементация может проявляться в виде друзовидных. оболочек на зернах, иногда волокнистых с радиальным расположением и более крупной зернистостью к центру пор, с прямыми границами между отдельными кристаллическими индивидами. Первичный цемент, например в пляжевых породах, может быть арагонитовым или в некоторых случаях Мд-кальцитовым, но в древних породах цемент кальцитовый.

В некоторых известняках цемент представлен закономерными нарастаниями на обломочных зернах каркаса; они выглядят как единые кристаллы, как, например, скелетные элементы иглокожих. Эти вторичные разрастания состоят из чистого кальцита и отличаются от первоначальных обломков, которые содержат многочисленные включения., Кристаллическая мозаика, образованная закономерным разрастанием, отличается наличием плоскостных межзерновых границ. Более крупные пустоты (например, связанные со скелетными•структурами, а также пустоты рифовых пород) частично заполнены механическими осадками. Тонкий карбонатный ил или алеврит попадают в каверну и покрывают ее дно. Остальная часть каверны

впоследствии заполняется осажденным кальцитом, который сначала оседает на стенках, а затем заполняет все пустотное пространство. Карбонатные породы особенно подвержены растворению. Растворение обычно становится заметным при удалении раковин или других скелетных элементов, или в редких случаях при удалении ооидов или во всех других случаях, когда форма оставшихся пустот указывает на их происхождение. Избирательное растворение ооидов приводит к образованию так называемой «оолитовой пористости». В других случаях при растворении остаются неправильной формы мелкие или крупные

каналы. Крупные каналы представлены хорошо известными известняковыми кавернами и пещерами. Пористость, образующаяся при растворении, со временем может уменьшиться при новом заполнении пустот

осажденными карбонатами. Последней стадией заполнения пещер являются натечные образования — сталактиты и сталагмиты. Более распространенным, хотя и менее эффектным продуктом растворения, точнее растворения под давлением, являются стилолитовые швы;

Во многих известняках отмечается увеличение размеров зерен и степени кристаллизации с увеличением возраста отложений. Этот процесс Фолк [97] назвал агградационный неоморфизмом. В одних случаях процесс увеличения размеров зерен захватывает лишь единичный элемент породы; в других случаях он

охватывает всю породу. Для первого случая примером резкого увеличения размеров зерен является синтаксиальная каемка замещения — оболочка или разрастание кристаллического элемента (например, криноидной чешуйки), которые могут продолжаться в матрикс, где находился этот элемент. Вторичная кайма, увеличивающая объем первоначального обломка, может расти только при замещении окружающего матриксаДругим примером неоморфизма, проявляющегося в новом разрастании кристаллов, являются радиально построенные сферолиты, присутствующие в некоторых тонкозернистых известняках. Более часто встречается крупнокристаллическая мозаика, которая захватывает обломки раковин, оолиты и похожа на матрикс. Она стирает первоначальные структурные особенности породы. Эта мозаика характеризуется искривленными и спутанными границами между зернами.

Уменьшение зерен (микритизация, или деградационный неоморфизм) В общем случае неоморфизм ведет к образованию укрупненной структуры пород — обычно к увеличению размеров кристаллов, подобно тому, что наблюдается при превращении известняка в мрамор. Но в отдельных специфических случаях диагенез приводит к уменьшению размеров зерен или к превращению крупных кристаллов в мозаику более мелких зерен. Для обозначения этого процесса был предложен термин микритизация

Уплотнение. Карбонатные пески, подобно своим кварцевым аналогам, могут слабо уплотняться, либо вообще не уплотняться, в то время как карбонатные илы, подобно обычным илам, склонны к уплотнению. Однако многие исследователи полагают, что известковые илы весьма слабо уплотняются из-за ранней цементации.

2. Постседиментационные изменения в карбонатных породах.

Постседиментационные изменения карбонатных пород многообразны и проявляются в:

• 1) перекристаллизации карбонатных минералов, сопровождающейся структурной перестройкой породы;

• 2) появлении новых аутигенных карбонатных минералов и их перекристаллизации;

• 3) выщелачивании, нередко многократном;

• 4) появлении новых аутигенных некарбонатных минералов (глауконит, фосфаты, гидроокислы железа и т.д.);

• 5) цементации вследствие аутигенного минералообразования и перекристаллизации.

Приведем краткую характеристику основных эпигенетических процессов.

Перекристаллизация - это процесс частичного растворения, осаждения, перераспределения вещества, приводящий к изменению структурно-текстурных особенностей породы. Причиной перекристаллизации является стремление вещества к уменьшению поверхностной энергии, что достигается при возрастании величины зерен. Таким образом, перекристаллизация заключается в изменении размера зерен без изменения химического состава. Характерным процессом является замещение тонкокристаллического микритового карбонатного вещества яснокристаллическим спаритовым. В первично пористых биоморфных, обломочных, оолитовых осадках возникают кальцитовые щетки и крустификационный цемент, регенерационные каемки вокруг зерен. На перекристаллизацию карбонатных пород большое влияние оказывают примеси глинистого, кремнистого, органического вещества, которые создают вокруг карбонатных зерен непрони цаемую коллоидальную пленку и тем самым не только замедляют процессы растворения и пере кристаллизации, но и «запечатывают» на ранних стадиях литогенеза имеющиеся в породах пустоты и трещины. Аутигенное карбонатное минералообразование - характерный вторичный процесс, который выражается в появлении новых карбонатных минералов и обычно сопровождается их перекристаллизацией. Аутигенными карбонатными минералами стадии диагенеза преимущественно являются арагонит, высокомагнезиальный кальцит, кальцит и доломит. Для более поздних эпигенетических стадий типичны кальцит и доломит. Аутигенные карбонатные минералы проявляются в виде щеток мелких кристаллов на зернах разного происхождения; регенерационных оболочек, участков, сложенных мелкими кристаллами. Доломитизация - широко развитый в природе процесс постседиментационного образования доломита в результате метасоматического замещения известкового, кремнисто-известкового ила различной генетической природы. Развитие доломитизации, как правило, сопровождается явлениями растворения. В этом заключается причина образования повышенной пористости во вторичных доломитах. Кальцитизация - замещение доломита и других минералов кальцитом, обрастание регенерационными каемками органических остатков, заполнение кальцитом пор, каверн и трещин разного генезиса в известняках и доломитах под влиянием взаимодействия пород с водами гидрокарбонатно-кальциевого состава. Кальцитизация может происходить метасоматическим путем, когда один минерал замещается другим вследствие химической реакции твердого тела с раствором и путем заполнения пор, каверн и трещин кальцитом. По кальцит изированным участкам могут впоследствии развиваться пустоты выщелачивания. Выщелачивание - растворение, происходящее в породах преимущественно карбонатных, на протяжении всего геологического времени, пока в них циркулируют растворители, непрерывно меняющие при этом характер пустотного пространства, величину пористости и степень проницаемости. Процесс сопровождается выносом вещества. Растворимость карбонатных пород протекает с различной интенсивностью в карбонатных отложениях разного генезиса. По уменьшению растворимости карбонатные минералы обычно размещаются в следующей последовательности: арагонит - кальцит - доломит - магнезит. Однако не исключена возможность и нарушения этой последовательности, обусловленная специфическим химизмом подземных вод. Аутигенное некарбонатное минералообразование - процесс образования новых некарбонатных минералов (глауконит, фосфаты, гидроокислы железа, халцедон, кварц, сульфиды и т. д.) в карбонатных породах на диагенетической и катагенетической стадиях.  При формировании карбонатные породы могут содержать различные химические примеси, следовательно, возможно и появление новых аутигенных некарбонатных минералов на ранних стадиях преобразования осадка. Эти минералы отражают геохимические условия осадочной среды. Диагенетические аутигенные минералы  пигментируют зерна, выполняют полости раковин, инкрустифицируют зерна различного генезиса, образуют микроагрегаты. Типичными аутигенными  минералами диагенеза являются гидроокислы железа, фосфаты кальция, глауконит, пирит, халцедон. На стадии катагенеза аутигенное некарбонатное минералообразование связано с цементацией, заполнением пор пород в результате раскристаллизации растворенного минерального вещества подземных вод и процессами метасоматоза. Характерными процессами эпигенеза являются окремнение и сульфатизация. Сульфатизация - цементация породы сульфатами (гипсом, ангидритом, целестином, баритом и др.), выполнение ими пор, каверн и трещин, а также метасоматическое замещение ими кальцита, доломита и других минералов. Сульфатизация может происходить на различных этапах литогенеза. Наиболее активно сульфатизация протекает при значительной минерализации пластовых вод сульфатно-кальциево-магниевого состава. Многие исследователи считают, что сульфатизация, как правило, отрицательно влияет на формирование коллекторских свойств пород. Но известны случаи, когда интенсивно сульфатизированные трещиноватые доломиты становились пористо-проницаемыми вследствие повышенной трещиноватости и связанными с нею вновь образованными порами выщелачивания, приуроченными к сульфатизированным участкам. Окремнение - вторичное замещение карбонатных и других минералов или их агрегатов кремнеземом в осадке и в породе и заполнение ими пор, каверн и трещин. Кремнистость характеризуется присутствием кремнезема, который может иметь биогенное и абиогенное происхождение. При воздействии на кремнистые и окремненные породы щелочных вод (рН>8) происходит частичное растворение кремнезема с образованием вторичных пор выщелачивания. Кремнезем придает породам хрупкость и способствует их растрескиванию. Показатели диагенетической и эпигенетической преобразованности осадков разработаны пока недостаточно. С определенной долей условности ими могут служить размер зерен и степень их прозрачности. Принято считать, что тонкозернистый кальцит и доломит с размером зерен менее 0,01 мм являются первичными, седиментационными. В стадию диагенеза и эпигенеза происходит их перекристаллизация. Перекристаллизованные зерна имеют размер более 0,01 мм. Зерна карбонатных минералов, перекристал лизованные в стадию диагенеза, обычно непрозрачные, что объясняется присутствием в них в качестве примеси тонкозернистого, не до конца ассимилированного карбоната и глинистых частиц. Зерна карбонатных минералов, перекристаллизованные в стадию эпигенеза, характеризуются более крупным размером и прозрачностью. На стадии метагенеза в карбонатных породах продолжаются процессы перекристаллизации и укрупнения зерен, от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны мраморизованные известняки и доломиты.

Билет 13