В классе карбонатных пород выделяются семейства биоморфных, граноморфных и кластоморфных пород (табл. IX.1), а в составе семейства биоморфных выделяются группы известняков и доломитов.
Группа известняков представлена двумя основными типами пород - ракушниками или ракушечниками (люмашелями) и органогенными илами. Ракушняки представляют собой скопления преимущественно целых раковин, чаще всего моллюсков различной размерности, практически лишенных цементирующего карбонатного материала.
Органогенные илы являются осадками и несцементированными осадочными породами, основной матрикс которых представлен скоплениями скелетных остатков фораминифер, кокколитофорид, птеропод и других организмов. Смеси фораминиферо-, птероподово-кокколитовых остатков позволяют выделить сложные типы пород этой группы.

Породы группы доломитов известны в современных отложениях тропических областей с засушливым климатом. Они представлены пелитоморфными, несцементированными водорослевыми доломитовыми илами с сохранившимся органическим веществом, обычно подчеркивающим прижизненную структуру синезеленых водорослей.
Промежуточные типы (табл. IX.2) включают как слабосцементированные, так и испытавшие значительные постседиментационные изменения породы. Среди наиболее распространенных несцементированных представителей этого типа следует прежде всего отметить детритобиоморфные ракушняки, в которых кроме целых раковин встречаются их обломки.
Карбонатные сцементированные породы промежуточного типа - наиболее широко распространенные типы карбонатных пород. Они подразделяются на двух- и трехкомпонентные разности. К первой из них относятся известняки и доломиты, состоящие из раковинно-зернистого, детритусово-раковинного материала. Они включают многочисленные зернисто-биоморфные известняки с остатками кораллов, брахиопод, мшанок, моллюсков, остракод, фораминифер, морских лилий (криноидных), водорослевых (кокколитовых, литотамниевых и др.). Биоморфный материал (в количестве более 50%), цементируется разнозернистыми, корковыми, инкрустификационными, реже колломорфными кальцитом, доломитом или их смесью. Особенностью этих пород является постседиментационное замещение скелетных компонентов зернистым карбонатным материалом. Название таких пород дается по преобладающим типам скелетных остатков (рис. IX.1).

К этому типу, видимо, следует отнести также строматолитовые известняки и доломиты, представляющие собой тонкое переслаивание светло- и темноокрашенного карбоната, образующие рисунок стромато-литовой структуры. Темные прослои обычно относятся к продуктам жизнедеятельности водорослей, тогда как светлые рассматриваются веществом постседиментационного происхождения. Существуют и другие взгляды. Окончательное решение этого вопроса позволит более четко определить позицию строматолитовых известняков - доломитов в структуре класса карбонатных пород.
Детритусово-раковинные известняки, являясь промежуточными между био- и кластоморфными семействами, относятся к типу ракушников, отличаясь от последних присутствием заметного (до 50%) количества обломков раковин (детритуса). Цементация таких пород зернистым карбонатом преобразует их в трехкомпонентный тип, характеризующийся присутствием частиц всех трех основных структур (био-, грано- и кластоморфные). Примером слабо сцементированной породы этого типа является известняк - писчий мел, состоящий из кальцитовых скелетных форм фораминифер, кокколитов, рабдолитов, их обломков, обломков раковин иноцерамов, сцементированных тонкозернистым и колломорфным кальцитом. Обычно в этой породе наблюдаются брекчиевидные или ихтиновые текстуры, возникшие в результате жизнедеятельности илоедов.
Сцементированные типы биоморфных известняков и доломитов, содержащих зернистый и обломочный материал, являются промежуточными между собственно био-, грано- и кластоморфными. Обломочный компонент в них обычно представлен детритом, отвечающим по составу биоморфным частицам, хотя могут наблюдаться обломки скелетных форм и других групп организмов. Обломки карбонатных минералов и пород обычно редки, исключением являются так называемые онколитовые известняки и доломиты, в которых отмечается тесное срастание био- и кластоморфных компонентов в виде онколитов (рис. IX.2). Ядра этих образований нередко состоят из обломков карбонатов или карбонатных пород. Цемент таких пород - зернистые кальциты и доломиты. В докембрийских породах обычно наблюдается однообразие состава как биоморфных, так зернистых и обломочных компонентов.
Развитое в процессе постдиагенетических изменений граноморфное карбонатное вещество может значительно замещать биоморфный материал (рис. IX.3). Насколько далеко этот процесс может зайти, показывает пример замещения биоморфно-зернистых известняков доломитом, который полностью вытесняет кальцит. Однако при этом сохраняются скелетные структуры животных организмов исходного известняка. Такие породы обычно называются доломитами замещения. Если граноморфный материал (кальцит, доломит) перерабатывает органические структуры известняка полностью, то такие "породы трудно отличимы от собственно зернистых карбонатных.

В семействе граноморфных карбонатных пород выделяются несколько групп: известковые, доломитовые, магнезитовые, сидеритовые, родохрозитовые, малахитовые, стронцианитовые, содовые и троновые, а также давсонитовые.
Известняковые породы первой группы наиболее многочисленны. Среди них различаются известковые илы и сцементированные известняки. Несцементированные илы представляют собой современные скопления пелитоморфного известкового материала. В число илов этого типа включены известковые (адобе, дрыоит), называемые озерным мелом, болотной известью (марлем), калькгуром. Они образуют землистые скопления, состоящие на 90% и более из CaCO3, содержат небольшую примесь глинистого вещества, отдельные раковины моллюсков.
Сцементированные породы - известняки (калькрет) - различаются по размерам зерен (см. табл. IX.1). Колло- и пелитоморфные известняки сложены частицами меньше 0,001 мм. Выделяется большое количество подтипов, известняков этого типа: афанитовый, литографский, а также багамит-тонкозернистый, массивно-слойчатый известняк и др.
Зернистые известняки образуют ряд постепенных переходов от микро- до грубо- и гигантозернистых типов. Особенность укрупнения размеров частиц - неравномерность изменения структур, что обусловливает присутствие в измененных породах реликтовых участков как более мелких по размерам частиц, так и остатков био- и кластоморфных элементов. Неравномерность изменения зернистости связана не только с неоднородностью первичной структуры, но и с присутствием компонентов другого состава (железистого, кремнистого, глинистого и др., как правило, задерживающих процесс укрупнения зерен), а также с другими особенностями неоднородности строения породы (слойчатостью, трещиноватостью и т. д.).
В особый подтип выделяются пизолитовые и оолитовые известняки, состоящие из концентрически построенных стяжений, иногда частично перекристаллизованных. Цементом оолитов обычно является зернистый кальцит. Количество оолитового и зернистого компонента может быть различным, что позволяет выделять сложные, оолитозернистые типы.
Группа доломитовых пород содержит подтипы, аналогичные выделяемым среди известковых пород. Таким образом, здесь различаются доломитовые илы и зернистые доломитовые породы (рыхлые и сцементированные). Доломитовые илы - редкие осадки, формирующиеся на дне современных водоемов (оз. Балхаш, заливы южного побережья Австралии и др.). Основными минералами в них выступают протодоломит и аморфная разность карбоната с отношением магния и кальция, близким доломиту.
Петрографический подтип доломитовых рыхлых пород известен как доломитовая мука, представляющая собой смесь тонко- и микрозернистых кристалликов, встречающаяся в форме прослоев или линз среди зернистых доломитов.
Разнообразны зернистые доломиты. Размерность кристаллов варьирует в широких пределах: от микро- до гигантозернистых. Весьма характерны разновидности с неравномерно-зернистой структурой. Наиболее микрозернистые разности выделяются как колломорфные доломиты, дололютиты, дололититы и т. д. Зернистый доломит, состоящий из мелких полиэдрических образований, назван миемитом, а сложенный зернами крупнее 1 мм - доломитовым мрамором. По текстурным особенностям выделяются слойчатые, пористые, кавернозные и другие разновидности доломитов (рис. IX.4).
Классификация смешанных типов ряда граноморфных известняков и доломитов такова, %:

В группе магнезитовых пород различаются два основных петрографических подтипа: пелитоморфный (аморфный) и зернистый или кристаллический. Первый тип распространен в виде колломорфных плотных масс, образующих почкообразные стяжения («капустники») или жилки в продуктах выветривания. Примесями в магнезите этого типа обычно являются опал, реликтовые или новообразованные силикаты материнских пород и продуктов их выветривания.
Зернистый подтип известен как в корах выветривания, так и среди известняков и доломитовых пород. Он образует жилы, пластообразные тела, неправильной формы стяжения и блоки. Для него также характерна светлая окраска, разнозернистость. Частицы в диаметре варьируют от долей до нескольких, даже десятков миллиметров. Выделяются несколько структурных разновидностей: радиально-лучистые, грано-, гетерограно-, лепидогранобластовые, псевдообломочные и другие. В числе текстурных разностей отмечаются массивные, полосчатые, пятнистые. Примеси в этом типе представлены кальцитом, доломитом, реже кварцем, пиритом, хлоритом, гидроокислами железа и тальком.

Сидеритовые породы, как правило, мономинеральны. Породообразующее вещество, обычно описываемое как сидерит, может иметь вариации химического состава за счет изоморфного замещения железа кальцием, магнием, марганцем и т. д. Основными подтипами сидеритовых пород являются колломорфные (пелитоморфные) и зернистые представители. В колломорфных породах, часто распространенных в угленосных толщах в виде конкреций, желваков и пластообразных тел, наблюдается примесь глинистого, углеводородного или железоокисного материала. Зернистые разности (от мелко- до крупнозернистых) образуют пласты, неправильные тела. В них нередко наблюдаются неравномерно-зернистые структуры, примесь кальцитового и доломитового вещества.
Среди родохрозитовых пород, чаще окрашенных в розовые, малиновые цвета, преобладают тонкозернистые подтипы. Нередко в них отмечаются полосчатость, горизонтальная слойчатость, почко-, шаровидные сферолитовые и другие структуры. В качестве примесей встречаются окислы марганца, кремнистое вещество (опал и др.), карбонаты, в частности кальцит. Переходные типы связаны с кремнистыми, карбонатными и марганцево-окисными породами. В частности, известны случаи тонкого переслаивания родохрозитовых и кремнистых, родохрозитовых и мраморизо-ванных известняковых пород.
Породы, сложенные стронцианитом, наблюдаются в виде конкреций и жеод среди известняков и доломитов, образуя тела диаметром до 10 см и более. Они окрашены в голубой, серый, зеленоватый цвет. Структура пород зернистая, часто среднезернистая. В качестве примесей присутствуют кальцит, доломит и целестин.
Группа малахитовых пород распространена сравнительно ограниченно. Ее представители обладают зернистыми структурами. Среди них различаются землистые, почковидные, сталактитовые, концентрически зональные или радиально-лучистые образования от ярко-изумрудного до почти черного цвета. Чем тоньше волокна малахита, тем светлее окрашена порода. В малахитовых породах, распространенных в неправильных телах до 1,5 м в диаметре, встречаются дендриты окислов марганца, волокнистые включения хризоколлы, азурита и других соединений меди.

Давсонитовые породы распространены ограниченно. Они встречаются в виде прослоев, мелких линз и жилок, приурочиваясь к угленосным глинисто-туфогенным пачкам, реже бокситоносным отложениям. Породы белого или серого цвета, пелитоморфные, радиально-лучистые, в виде скоплений игольчатых кристаллов. Нередко видно, что давсонит замещает алюмосиликатные минералы. В качестве примесей отмечаются компоненты вмещающих пород.
Содовые породы обладают сходными внешними признаками и формой залегания. В большинстве случаев это зернистые агрегаты, реже игольчатые и уплощенные таблитчатые кристаллы, гроздевидные образования, слагающие прослои, линзы, вкрапленники, корки, выцветы, налеты среди вмещающих терригенных или хемогенных отложений или на их поверхности. Природная сода в осадках современных озер представлена тремя видами - новосадкой, старосадкой и корневыми залежами. Накапливаются они выпадением из рассолов при охлаждении. В аридных зонах сода выпаривается из почвы в виде белых выцветов.
Термонатрит формируется на дне высохших или по берегам иссыхающих содовых озер как продукт дегидратации десятиводной соды. В аналогичной форме встречаются нахколит и трона. Последняя в ископаемых осадках формирует довольно мощные залежи.
Среди обломочных карбонатных пород чаще всего встречаются известняковые и доломитовые представители. Они объединены в группы псефитовых и псаммито-алевритовых пород.
Основные типы группы псефитовых пород - несцементированные брекчии, галечники и гравийники. Брекчии распространены незначительно, встречаются вблизи выходов пород - источников материала. Они представлены остроугольными, реже угловатыми обломками различной размерности от глыб до дресвы. По составу выделяются известняковые и доломитовые брекчии. В обломках хорошо сохраняется первичная структура карбонатной породы. Галечники и гравийники отличаются обработкой обломочного материала: от угловатой до хорошо окатанной сортированностью кластоморфных компонентов. Поверхность обломков может быть разрушена камнеточцами.
По составу обломков выделяются известняковые и доломитовые галечники и гравийники. Присутствие карбонатных обломков разного состава позволяет выделять сложные типы. Подтипы различаются по размерности частиц. Сложные типы представлены кроме того галечниками, содержащими гравийный и остроугольный материал, а также гравийники с галькой и валунами. Пески и алевриты карбонатного состава являются продуктами перемыва как современных, так и древних пород. Форма кластических частиц, особенно в песчаных породах, определяется составом исходного материала: уплощенные обломки характерны для осадков, сформировавшихся за счет разрушения раковинных скелетных остатков, а изометричные - при размыве рифовых построек и древних, сцементированных карбонатных пород.
Сложные типы псаммито-алевритовых пород представляют собой пески с заметной примесью более мелких карбонатных обломков или алевриты, содержащие обломки песчаной размерности. Между псефитовыми и песчано-алевритовыми породами существуют смешанные типы, отличающиеся присутствием в галечниках и гравийниках более мелкого карбонатного материала и соответственно в песках и алевритах - галек и гравия.

Кластоморфные породы образуют многочисленные промежуточные типы с представителями других семейств. Наиболее обычны обломочные породы, сцементированные зернистым карбонатным материалом: известняковые и доломитовые брекчии, конгломераты, гравелиты, песчаники и алевролиты (рис. IX.7). Они различаются количеством обломочного и цементирующего компонентов, характером сортировки обломочного материала, степенью изменения кластоморфной части за счет замещения зернистым матриксом и т. д. Между ними также выделяются сложные к смешанные типы. Аналогичные ряды существуют между био- и кластоморфными породами. Они были охарактеризованы выше.

Карбонатные породы широко распространены в осадочной оболочке, слагая толщи мощностью сотни и тысячи метров. К этой группе принадлежат породы, в которых карбонатная фракция преобладает над некарбонатными компонентами.

Главнейшие породообразующие компоненты пород – карбонатные минералы, в первую очередь – кальцит, доломит, примеси обломочного и глинистого материала. В зависимости от соотношения этих основных составляющих карбонатные породы делятся на:

1. Известково-доломитовую группу.
2. Терригенно-карбонатную группу.
3. Карбонатно-глинистую группу.

Известково-доломитовая группа включает в качестве ведущих породообразующих минералов кальцит и доломит. Порода, содержащая 50% и более кальцита, называется известняком, 50% и более доломита – доломитом. Наиболее чистые разности известняков содержат от 95 до 100% кальцита. Таковыми же будут содержания доломита CaMg(CO 3) 2 в чистых доломитах. Васе остальные разности известково-доломитовой группы являются породами смешанного состава.

Таблица 1 – Классификация известково-доломитовых пород (по С. Г. Вишнякову)

Терригенно-карбонатная группа

Группа терригенно-карбонатных пород представляет относительно разнородное сообщество, включающее доломит, известняк с преобладанием доломита или кальцита с обязательной примесью терригенной составляющей различной размерности, а также известняки и доломиты глинистые, алевритовые, песчаные, гравийные, галечниковые. Выделяемые некоторыми литологами карбонатно-терригенные породы с содержанием карбонатов менее 50% строго к карбонатным породам не относятся. Это обломочные породы, сцементированные карбонатным материалом.

Как и кластические обломки, в составе карбонатов часто отмечается примесь глинистого вещества. Ряд карбонатных пород, известняков и доломитов, включающих глинистый материал, завершается мергелем с содержанием глинистой компоненты 25-50%.

Таблица 2 – Классификация терригенно-карбонатных пород (по И. В. Хворовой)

При катагенезе карбонатные породы могут быть подвергнуты выщелачиванию, перекристаллизации с появлением таких текстурных особенностей как фунтиковая текстура, стилолитовые швы, вторичная пористость. Вторичная пористость связана по Э. Ф. Емлину с селективным растворением компонентов карбонатной породы, с доломитизацией (образование пор за счет уменьшения объема), с разложением организмов, имеющих внешний скелет (криноидеи, кораллы и др.).

Пористость карбонатных, карбонатно-терригенных накоплений, лежащая в основе образования пластов-коллекторов, играет важную роль в геологии нефти и газа.

Основные обстановки карбонатного осадконакопления – морские, в которых накапливаются мелководные и глубоководные карбонатные илы, шельфовые, где формируются фораминиферовые, оолитовые известняки, ракушечники, пеллетовые пески, рифовые, банково-рифовые образования.

Карбонатно-глинистая группа

Таблица 3 – Классификация карбонатно-глинистых пород (по С. Г. Вишнякову)

Содержание глинистого материала, %	Известковый ряд		Доломитовый ряд
				CaMg(CO 3) 2
	Известняк		Доломит
	Известняк глинистый		Доломит глинистый
	Мергель		Мергель доломитистый
	Мергель глинистый		Мергель глинистый, доломитовый

Наиболее типичными представителями карбонатных пород являются образования известково-доломитовой группы: известняки и доломиты.

Известняки

Известняки – карбонатные породы, состоящие на 50% и более из кальцита и арагонита. Есть две основные формы нахождения кальцита, позволяющие определить происхождение породы. Это хемогенный кристаллически-зернистый кальцит и кальцит, образующий скелетные части организмов, микроводорослевые структуры, оолиты, пеллеты, комки и сгустки.

Скелетные части организмов обычно представлены обломками раковин, ядрами различных организмов, растительными остатками, их обрывками. К настоящему времени установлены многие тысячи видов организмов, захороненных и сохранившихся в карбонатных породах. Они обладают определенной формой, особенностями морфологии и строения кальцитовой массы скелетных остатков. Наиболее распространенные группы организмов, замещающиеся карбонатами, представлены следующими формами:

• животные организмы: фораминиферы (фузулиниды, милиолиды, глобигерины и др.), коралловые полипы, строматопоры, мшанки, иглокожие, морские ежи, брахиоподы и моллюски (пелециподы, гастроподы и др.), остракоды и пр.;
• растительные организмы: кокколитофориды (планктонные одноклеточные водоросли), микроскопические сине-зеленые водоросли (цианофиты), зеленые, красные и др.

Механизм и условия образования известняков, их генетические особенности определяют выделение двух основных типов: биогенного и хемогенного. В качестве промежуточного выделяют хемогенно-биогенный тип.

Биогенные известняки

Биогенные известняки состоят преимущественно из скелетных частей организмов или биогенного водорослевого кальцита с биоморфными (цельно-раковинными) и органогенно-детритовыми структурами. Значительную часть биогенного детрита образуют обломки раковин брахиопод и пелеципод, состоящие из кальцита грубоволокнистого строения, арагонита микрокристаллического, пелитоморфного, гастропод, фораминифер с микрокристаллической и тонковолокнистой структурой стенок раковин. Животные организмы извлекают известь CaCO 3 для строения раковин из морской воды. Отмирая, раковины погружаются на дно, образуя детритовый и илоподобный осадок, превращающийся при диагенезе в известняки-ракушечники с характерными биморфными, или органогенно-детритовыми структурами.

Детритовые известняки делятся на зоодетритовые и фитодетритовые. Зоодетритовые содержат в качестве основного компонента – обломки скелетных частей беспозвоночных – створок тонко- и толстостенных брахиопод, остракод, губок, мшанок, раковины фораминифер, членики, реже чашечки криноидей. Среди них выделены такие разновидности как полидетритовые (из остатков разных видов организмов), криноидные, криноидно-брахиоподные, спикуловые и др. Многими разновидностями представлены фитодетритовые известняки, в основном, в зависимости от родового состава водорослей. Это доницелловые, микрофитоллитовые, фурусталатовые и иные разновидности. В оолитовых известняках рифовых и биогермных образований ядрами оолитов служат фораминиферы, членики криноидей, обрывки водорослей.

Детритовый известняк-ракушечник

Известняки, состоящие из частей известкового скелета морских лилий (криноидеи), называются криноидными и включают круглые членики их стебельков. Значительные по мощности и площадному развитию пласты органогенных известняков – строматолитов слагают продукты жизнедеятельности сине-зеленых водорослей. Растительные организмы – водоросли, покрытые кальцитовыми пластинками (кокколитофориды) и водоросли, не обладающие кальцитовым скелетом, поглощает углекислоту из воды. В результате их жизнедеятельности биохемогенным путем образуются неясноволнисто-слоистые образования (строматолиты).

Криноидный известняк

Своеобразной формой залегания биогенных известняков, образующих органогенные постройки, являются ископаемые рифы. Это прочные каркасные образования, сложенные скелетными остатками организмов, часто живущих колониями – кораллы, губки, строматопоры, мшанки, серпулы, пелециподы, и многие другие (фораминиферы, брахиоподы). Прочность рифовой постройке придают обволакивающие ее водоросли. Могут подниматься над водой, образуя рифовые острова, вытягиваться на сотни километров. Мощность рифовых образований иногда достигает 1000 м и более.

Рифовые гряды по краю островной или береговой отмели называются барьерными рифами. В Тихом океане барьерный риф протягивается вдоль восточных берегов Австралии на 1900 км. Вытянутые вдоль берега барьерные рифовые постройки обозначаются как береговые рифы. Кольцеобразные рифовые образования с мелкой лагуной в центральной части известны в литературе под названием атоллы. Предпосылки для быстрого развития рифовых образований имеются лишь в тропических и субтропических областях. Именно в тропических морях вода пересыщена углекислым кальцием и существует богатая фауна организмов с известковым скелетом. Эти условия весьма благоприятны для быстрой биохимической фиксации углекислого кальция вне зависимости от биологического вида, формирующего рифы и биогермы. Необходимо иметь в виду, что рифоподобные банки известны на глубине и в очень холодных морях северной части Атлантического океана.

Для рифовых построек характерны биогермные известняки, слагающие образования разнообразной формы – от линзовидных до штокоподобных. Основные биогермообразователи – сине-зеленые и зеленые водоросли. Встречаются и строматолитовые разности биогермных известняков. Многочисленные, тесно сплетенные нити водорослей, слагают основную массу. Промежутки заполняются микро-, мелкозернистым кальцитом.

Известковые породы могут возникнуть на суше. Это известковые туфы, травертины – натечные и корковые образования подземных источников, разгружающихся на поверхности. К этой же категории принадлежат натечные формы известняков – сталактиты и сталагмиты, формирующиеся в пещерах. Известковый туф это обычно пористая ноздреватая масса рыхлая, иногда плотная, кристаллического строения, часто с отпечатками и остатками листьев растений. Сталактиты и сталагмиты в поперечном сечении обычно имеют концентрически-зональное сложение. В условиях поверхности в засушливых климатических зонах за счет капиллярного поднятия и испарения влаги формируются приповерхностные скопления карбонатного материала – калькреты, панцири.

Карбонатные илы быстро затвердевают, литифицируются и подвергаясь разрушению под действием волн образуют обломки, называемые интракластами. Последние цементируются продолжающим осаждаться карбонатным материалом, либо механически переносятся, сортируются как обычный обломочный материал. После осаждения они подвергаются уплотнению, цементации, образуя известняки с кристаллически-зернистой связующей массой. Часто в таких известняках отмечаются комочки микрозернистого ила (пеллеты), терригенные обломки, ооиды – обломки раковин, зерна с оболочкой, оболочками хемогенного карбоната.

Хемогенные известняки

Хемогенные известняки образуются при осаждении кальцита из пересыщенных карбонатом кальция растворов вод морей, океанов, в водоемах суши с аридным климатом. За счет хемогенного кальцита возникли пелитоморфные, некоторые оолитовые, кристаллически-зернистые известняки и карбонатные конкреции, стяжения при перераспределении карбонатного материала в терригенных осадках в ходе диагенеза. Чистые известняки белые, но за счет примесей других веществ могут приобретать различные окраски: желтоватые, буроватые (примесь оксидов железа), серую до черной (присутствие органического вещества), зеленоватую (за счет некоторых силикатов).

Доломиты

Доломит, Прилеп, Македония

Доломиты сложены в основном (на 50% и более) одноименным минералом. Часто отмечается примесь аутигенных кальцита, гипса, ангидрита, кремнезема, окислов железа, глинистого вещества, отмечаются целестин, флюорит, соли, тонкорассеянное органическое вещество, пирит или марказит, терригенные обломки. Органические остатки в доломитах редки и плохой сохранности. Обычно это ядра, реже отпечатки. По внешнему виду мало отличаются от известняков, что обуславливают необходимость их испытания слабым (2-5%) раствором соляной кислоты. Цвет доломитов белый, желтовато-белый, красноватый, желтый, зеленоватый, серый до черного (присутствие органического вещества). Битуминозные доломиты окрашены в коричневый цвет. Как правило, образует зернистые массы различной размерности от микрозернистых до крупнозернистых, могут быть кавернозными за счет пустот (каверн) выщелачивания. Органогенные биоморфные структуры встречаются редко.

Доломиты – обычная составная часть карбонатных и фоленосно-гипсоносных толщ. По генезису они подразделяются на первично-осадочные, сингенетические и диагенетические, и вторичные или эпигенетические.

Промышленность использует различные карбонатные породы: осадочные известняки и их разновидность-мел, доломиты и их разновидность - доломитовую муку, мергели, гидротермальные травертины, карбонатные породы карбонатитовых комплексов, известковые туфы. Существует ряд классификаций карбонатных пород, в том числе кальциевых их разностей.

В промышленности используется и такое образование карбонатного состава, как «ракушка», представленное еще не литифицированным осадком, состоящим из раковин и их обломков (иелеципод и других организмов).

Между известняками, сложенными преимущественно кальцитом, и доломитами, состоящими в основном из доломита, существует ряд смешанных карбонатных пород. Границы между различными разновидностями этого ряда не общепризнаны. Согласно предложению С. С. Виноградова, границей между известняками и слабодоломитизированными известняками следует считать породу, содержащую 1,2% МgО, а если в ней MgO от 4 до 10%, то ее относят к доломитовым известнякам, в многодоломитовом известняке MgO 10-17%, в сильномергелистом доломите 19,67-21,42%, в чистом доломите 21,86-21,42%.

Существует ряд переходных разностей между карбонатными породами различной магнезиальности и (магнезиальные мергели, мергелистые доломитовые известняки и др.).

Состав карбонатных пород играет большую роль в их оценке. Для большинства отраслей промышленности наиболее благоприятен однородный состав. Неоднородность состава вызывает непостоянство физико-механических свойств. Прослои, особенно тонкие, глинистых и песчано-глинистых пород, карстовые полости, заполненные обломочным материалом, наличие желваков кремня и другие неоднородности осложняют технологический процесс переработки сырья.

В качестве отрицательного явления следует отметить присутствие выделений сульфидов (пирита, марказита и др.), зерен полевых шпатов, слюд, глауконита, а в большинстве случаев и фосфата. Для некоторых отраслей промышленности (стекольной, производство белого цемента и др.) повышенное содержание считается вредным, В промышленности карбонатные породы используются благодаря особенностям их состава и ряду свойств. К этим свойствам относятся механическая прочность, белизна, способность образовывать при помоле определенной формы частицы, декоративность, диэлектрические особенности, объемная масса, твердость (небольшая твердость обусловливает способность к распиловке и невысокую абразивность, но повышенную истираемость), пористость, огнеупорность и др.

Карбонатные породы в процессе использования подвергают механической обработке (дроблению, измельчению, распиловке и пр.), более глубокой термической, химической и др. Прочность карбонатных пород на сжатие в воздушно-сухом состоянии колеблется от 30-80 МПа у известняков-ракушечников, до 40-140 МПа и реже более 200 МПа. Только дроблению подвергают карбонатные породы при использовании их в качестве рваного камня - щебня и бута. При этом в оценке качества сырья большое значение имеют механические свойства, определяемые прочностью в водонасыщенном или сухом состоянии, морозостойкостью, сопротивлением удару и др., а также водопоглощением, дробимостыо, коэффициентом размягчения, износом в полочном барабане и др.

Например, камень, используемый в качестве щебня для бетона гидротехнических сооружений, должен иметь прочность на сжатие в водонасыщенном состоянии не менее 50 МПа; дробимость в цилиндре в сухом состоянии, определяемую по потере массы через определенное время дробления, не более 10% для сооружений зоны переменного уровня воды и 14% для подводных и надводных частей сооружений; морозостойкость, определяемую числом циклов попеременного замораживания и оттаивания (в водонасыщенном состоянии), - не менее 100; объемную массу не менее 2,4-2,3 г/см3.

Для щебня, используемого в дорожном бетоне, прочность на сжатие в водонасыщенном состоянии для верхнего слоя покрытий дорог дожна быть не менее 80 МПа, а для нижнего - не менее 60 МПа. В целом же для бутового камня в зависимости от характера использования минимальная прочность на сжатие может колебаться от 10 до 80 МПа. Распиловке подвергаются карбонатные породы для получения штучного камня - это облицовочные блоки, стеновые камни, бортовые камни, брусчатка и т. д.

Кроме ряда физических (или, как их называют, физико-механических) свойств при оценке сырья для изделий этого типа учитывают выход продукции из горной массы, в ряде случаев его декоративность, а также возможности утилизации отходов, получаемых при добыче и переработке. Декоративность имеет большое значение при использовании камня для облицовки, а также для изготовления художественных изделий. Для скульптурного мрамора существенное значение имеют не только характер окраски и структура породы, но и просвечиваемость (глубина просвечиваемости, определяемая толщиной пластины, способной к просвечиванию). Для камня, применяемого дли изготовления плит для полов, большое значение имеет истираемость.

Часть карбонатных пород используется в виде так называемой: крошки, диаметр частиц 0-40 мм. Например, мраморная крошка для изготовления мозаичных и декоративных строительных деталей подразделяется на три класса: 0-5; 5-10 и 10-20 мм; прочность на сжатие - не менее 50 МПа в воздушно-сухом состоянии. Мраморная крошка для изготовления декоративных штукатурок, мозаичных бетонов и растворов подразделяется на четыре класса 0,63-5; 5-10; 10-20 и 10-40 мм; минимальная прочность на сжатие 30 МПа в водонасыщенном состоянии. Крошка карбонатных пород используется и для изготовления асфальта бетонных и битумоминеральных смесей и других изделий.

В естественном молотом виде карбонатные породы применяются в сельском хозяйстве (для известкования почв, как минеральная подкормка и др.), в кабельной промышленности, для которой важна изометричность частиц и их диэлектрические свойства, в лакокрасочной промышленности, в медицине, при производстве резины, линолеума, бумаги и т. д.

Большое значение имеют карбонатные породы для производства вяжущих веществ, в том числе строительной извести и особенно цементов. Для получения строительной извести применяют известняки и доломитовые известняки; для гидравлической извести - глинистые известняки, содержащие 8-20% глинистого компонента. При обжиге известняка получается жженая известь СаО, которая при затворении с водой дает гашеную известь (пушонку). Гашеная известь при смешивании с водой дает известковое тесто, а при добавлении воды и - строительный раствор.

Если в известняке количество глинистых веществ до 3-5%, то из такого известняка получают жирную известь, если больше - тощую известь (серую). Наличие MgO замедляет гашение. По составу к гидравлической извести (способной затвердевать в воде) близок роман-цемент. Сырье или сырьевая смесь для производства роман-цемента должны иметь гидравлический модуль (отношение CaO + MgO к сумме SiO 2 + Аl 2 О 3 + Fe 2 О 3) от 1,3 до 1,7, в то время как у гидравлической извести оно составляет от 1,7 до 9). Роман-цемент относится к относительно низкокачественным вяжущим веществам, и его производство резко сокращено. Более ценный продукт - портландцемент, но при производстве его к сырью предъявляют ряд требований.

Исходная, подлежащая обжигу минеральная смесь (шихта) должна иметь определенный состав. Обычно шихту составляют из известняка и глинистых пород - глин, суглинков, аргиллитов, лёссов и др. Иногда глинистая часть заменяется доменным шлаком, остающимся после выплавки чугуна, сланцевым коксом, золой горючих , белитовым (нефелиновым) шламом, получаемым при извлечении из нефелина глинозема, и др., например, применяются порфироиды, можно использовать вместо глин базальты. В некоторых случаях применяются природные смеси, отвечающие составу шихты - мергели-натуралы.

Один из основных показателей нормального состава шихты - коэффициент насыщения. Этот коэффициент колеблется в пределах 0,82-0,95. Необходимо выдерживать кремнеземный (п) и глиноземный (р) модули.

Предел колебания п 1,2-3,5, р 1-2,5. Если основные компоненты шихты не обеспечивают кремнеземный модуль из-за низкого содержания SiO 2 , то в шихту вводят кварцевый песок, маршаллит, опоки, трепелы и другие кремнистые продукты; если низка железистость шихты, то добавляют богатые железом продукты: пиритные огарки, колошниковую пыль, железные руды. При низком содержании А1203 вводят бокситы и другие высокоалюминиевые продукты. Кроме того, состав шихты контролируется составом исходных пород.

В продукте обжига шихты - клинкере - содержание MgO должно быть не выше 4,6%, редко до 6%, ТiO 2 не выше 0,3%, редко до 4- 5%. В процессе обжига шихты образуются трехкальциевый силикат (аллит, двухкальциевый силикат (белит), трехкальциевый алюминат и четырехкальциевый алюмоферрит, содержание (в %) которых соответственно 42-65; 15-50; 2-15 и 10-25.

В клинкере может остаться некоторое количество СаО, поэтому ее следует связать, добавляя в клинкер продукты, способные взаимодействовать с СаО. Такие добавки называют активными или гидравлическими. К гидравлическим добавкам относятся горные породы разного генезиса: осадочного - диатомиты, трепелы, опоки и спонголиты; пирометаморфического - глиежи; вулканогенного и вулканогенно-осадочного - пеплы, пемзы, туфы, туфолавы; некоторые цеолитовые породы; витролипариты и др.; выветрелые основные породы - диабазы, базальты. Кроме того, к ним относятся некоторые техногенные продукты - доменные шлаки, белитовый шлам, топливные золы, отходы керамики (битые и бракованные кирпич и черепица и др.).

Кроме гидравлических добавок в клинкер добавляют , регулирующий время схватывания бетона. Цемент получается в результате помола клинкера с вышеназванными добавками. После затворения цемента водой и добавок заполнителей получают бетон. В качестве заполнителей тяжелых бетонов используют , песок, щебень; для легких бетонов - различные горные породы и продукты их переработки. В естественном виде легкими заполнителями являются осадочные породы - известняки-ракушечники и вулканогенные породы - вулканические шлаки, пемзы и пумидиты (пеплы).

При термической обработке из осадочных пород - глин, глинистых илов и суглинков - получают керамзит, аглопорит и другие, легкие заполнители; из диатомитов и трепелов - гермолит; из вермикулита, формирующегося в процессе выветривания - вспученный вермикулит; из вулканогенного перлитового сырья (водосодержащих стекловатых пород) - вспученный перлит. Легкими заполнителями могут служить и некоторые техногенные продукты (металлургические шлаки, фосфозит и т. д.).

Существует ряд специальных видов цемента - цветные, беложгущиеся, тампонажные и др. Тампонажные цементы, используемые при бурении, получают из шихты, состоящей из известняков и бокситов. Расширяющиеся цементы приготовляют на основе глиноземистого цемента и гипсо-известкового сплава, а высококремнеземистые- на основе перлита.

Алюмофосфатные цементы характеризуются высокой жаростойкостью. Можно получить цемент, используя красные шламы (отходы алюминиевой промышленности), феррохромовые шлаки (отходы ферросплавного производства). Имеются сульфотодержащие цементы, для получения которых используют отходы туковой промышленности (фосфогипс), и ряд других разновидностей цементов.

В химической промышленности кальциевые карбонатные породы применяются в производстве кальцинированной соды, кормового преципитата, суперфосфата, карбида кальция, едких калия и натрия, хлорной извести и др. Главное требование - высокая чистота сырья.

Известняк входит в состав стекольной шихты; основная вредная примесь здесь - хромофоры, в том числе железо, и др.

Большое количество карбонатных пород используется в металлургии. Доломиты применяют как огнеупоры (в том числе смодо-доломитовые), а также для извлечения магния. Кальциевые карбонатные породы широко используются в качестве флюса (в том числе при производстве чугуна и стали, глинозема, , , , и т. д.); при этом имеют значение не только химический состав карбонатных пород, по и их механические свойства (прочность, кусковатость), а также в производстве силикатного кирпича (как основной компонент), строительной керамики, меловых промывочных жидкостей для бурения скважин, химически осажденного мела и др.

Доломиты применяют в производстве стекла, минеральной ваты, глазури, стекольного волокна, совелита, электросталеплавпльном производстве, производстве сульфитной целлюлозы, магнезиальной извести, при известковании кислых почв и т. д.

Карбонатные породы. Выходы известняков. Берег Черного моря

В группу rарбонатных пород входят известняки, мергели и доломиты. Общепризнанной классификации карбонатных пород еще не выработано. Например, известняки и доломиты часто подразделяются таким образом, что к каждой из этих групп относят породы, сложенные более чем на 50% кальцитом или доломитом. По мнению автора, целесообразней выделять группу смешанных пород - доломито-известняков, в которых содержание каждого из обоих породообразующих минералов изменяется в пределах 40-60%. Известняками же или доломитами следует называть породы, сложенные более чем на 60% кальцитом или доломитом (см. фиг. 8-II).
О принадлежности пород к той или иной разновидности ряда известняк - доломит можно судить по количеству в них MgO. В чистых известняках, сложенных кальцитом более чем на 95%, содержание MgO не превосходит 1,1%. В доломитовых известняках MgO изменяется от 1,1 до 8,8%, в доломито-известняках - от 8,8 до 13,1%, в известковых доломитах - от 13,1 до 20,8% и, наконец, в чистых доломитах от 20,8 до 21,9%. Во всех перечисленных породах содержание глинистых (или обломочных) частиц не превосходит 5%. Однако часто глинистые и песчаные частицы содержатся в гораздо большем количестве. Тогда возникают трехкомпонентные смешанные породы, свойства которых определяются в первую очередь, содержанием глинистых и песчаных частиц и во вторую - количеством доломита. Поэтому общий облик классификационного треугольника отличается от того, который был предложен для классификации песчано-алеврито-глинистых пород (см. фиг. 7 - II).
, содержащие примесь глинистых частиц, называются мергелями.
Некоторые доломиты содержат значительную примесь гипса и ангидрита. Такие породы обычно называются сульфатно-доломитовыми. Наблю-даются также переходы между карбонатными и кремнистыми породами.

Карбонатные породы Минеральный и химический состав

Главными минералами, слагающими карбонатные породы, являются: кальцит, кристаллизирующийся в гексагональной сингонии, арагонит - ромбическая разновидность СаСОз, и доломит, представляющий собой двойную углекислую соль кальция и магния. В современных осадках встречаются также порошковатые и коллоидные разновидности кальцита (дрюит или надсонит, бючлиит и др.).
Определение минералогического и химического состава карбонатных пород производится в прозрачных шлифах, а также при помощи термиче-ского и химического анализов.
В полевых условиях наиболее простым способом определения доло- митов и известняков является реакция с разбавленной соляной кислотой,- При смачивании ею чистого или доломитистого известняка происходит бурное вскипание от выделяющейся углекислоты. Доломиты вскипают только в порошке.
Другим полевым способом определения этих пород является реакция с хлорным железом. Согласно Г. И."Теодоровичу, около 1 г истертой в порошок породы насыпают в пробирку с 5 см 3 10% -ного раствора FeCl 3 , после чего пробирку закрывают пальцем и взбалтывают. Если для испыта-ния был взят чистый известняк, то при этом происходит обильное выделение- СОг и образуется студенистый коричневато-красный осадок. Порошок чистого доломита не окрашивается, и раствор после оседания порошка сохраняет первоначальный цвет. Если доломит содержит примесь СаСОз, то наблюдается выделение пузырьков СОг, и первоначальный желтый цвет раствора изменяется на красный. В таком случае, когда испытуемая порода принадлежит доломитовому известняку, выделение CO 2 бывает значительным, цвет раствора становится красным, но устойчивого студнеобразного осадка не создается.
Для оценки содержания доломита пригоден также следующий способ. Около 0,1 з измельченной в порошок породы растворяют при слабом нагревании в пробирке с разбавленной соляной кислотой (1: 10). К полученному раствору приливают 10.см3 крепкого аммиака и взбалтывают. При этом выпадает белый осадок, по количеству которого можно судить о содержании MgO. Для количественного определения карбонатности пород в полевых условиях удобна полевая лаборатория системы А. А. Резникова и Е. П. Муликовской, дающая возможность находить содержание углекислоты, а также карбоната кальция и магния.

Таблица 1. Химический состав карбонатных пород

Нерастворимый остаток		5,19		2,40					1,26	1,95
SiO 2		0,06	1,24		0,61			0,70
TiO 2		0,81
Аl 2 O 3		0,54	0,65					0,29
Fe 2 O 3			0,34					0,30	0,40	0,43
								0,41
		0,05						Сл.
		7,90	1,74	0,29	2,69		21,7	21,06	14,30	11,43
	56,00	42,61	53,48	52,49	48,45	55,5	30,4	30,34	38,46	40,03
Na 2 O		0,05
K 2 O		0,33						0,34
H 2 O +		0,21			0,28			0,03
H 2 O -		0,56
П. n. n.										46,10
CO 2	44,00	41,58			42,01		47,9	46,81	45,60
P 2O5		0,04
		0,09
SO 3		0,05						0,17		0,32
		0,02
Сумма......	100,00	100,09				99,3	100,0	100,45	100,02	99,51
CaCO 3		56,6	92,4	92,92	79,82	98,8	100,0	0,90	33,58	42,35
CaMg (CO 3) 2		36,4		1,31	12,29			97,57	64,60	52,57

С. В. Тихомировым описан следующий простой способ определения доломита и кальцита в шлифах: к обычным фиолетовым (метилфиолетовым) чернилам прибавляют некоторое количество 5%-ной соляной, кислоты до появления синей окраски; поверхность открытого шлифа обильно покрывают чернилами, а после 1V2-2 минут осторожно удаляют их промокательной бумагой; за это время кальцит реагирует с соляной кислотой и окрашивается, доломит же остается неокрашенным, Подобным образом удается наблюдать даже мелкие зерна доломита среди частиц кальцита. Чернила с поверхности шлифа могут быть удалены водой с мылом.
Другие способы определения карбонатных пород описаны в третьей части книги (см. § 70).
Химический состав некоторых карбонатных пород приведен в табл 1.

Главные типы пород

Известняки

Известняки. Известняки представляют собой карбонатные породы, состоящие преимущественно из кальцита. Окраска известняков разнообразна и определяется, в первую очередь, характером примесей. Чистые известняки окрашены в белый, желтоватый, серый, темно-серый, а иногда и черный цвета. Интенсивность серого тона в их окраске обычно связана с небольшой примесью глинистых частиц или органического вещества. Зеленоватый цвет известняков обычно связан с наличием глинистого материала, примесью глауконита или весьма мелкодисперсных закисных соединений железа. Бурая или красноватая окраска известняков объясняется присутствием окисных соединений железа. Крупнозернистые известняки обычно окрашены в более светлые тона по сравнению с мелкозернистыми.
Важной особенностью известняков является их излом, характер которого определяется строением породы. Очень мелкозернистые известковые породы при слабой связности зерен (например, мел) обладают землистым изломом. Крупнокристаллические известняки обладают сверкающим изломом, мелкозернистые породы - сахаровидным изломом и т. д.
В виде примесей в известняках особенно часто встречаются карбонат магния, который образует с карбонатом кальция двойную соль - доломит, или, значительно реже, находится в твердом растворе с ним, а также глинистые минералы (значительное содержание которых характерно для мергелей), кремнекислота, глауконит, сульфиды, сидерит, окислы железа, иногда марганца, гипс, флюорит, а также органическое вещество.
Во многих известняковых толщах и их отдельных стратиграфических горизонтах присутствуют конкреции кремня.
В некоторых известняках наблюдается примесь фосфатов и свободного глинозема. Выявление этих примесей очень важно для поисков месторождений бокситов и фосфоритов.
Для известняков можно выделить следующие главные типы структур.
Кристаллическая зернистая структура, среди которой различают несколько разновидностей в зависимости от поперечников зерен: крупно-зернистую (размер зерен в поперечнике 0,5 мм), среднезернистую (от 0,50 до 0,10 мм), мелкозернистую (от 0,10 до 0,05 мм), тонкозернистую (от 0,05 до 0,01 мм) и микрозернистую (<0,01 мм) структуры. Последнюю структуру часто называют также пелитоморфной или скрытокристаллической.

Структуры карбонатных пород: а - органогенная (поперечник поля зрения поля зрения 7,3 мм), в - оолитовая (поперечник поля зрения 7,3 мм)", б - обломочная (поперечник 4,1 мм)", г - инкрустационная (поперечник поля зрения 4,1мм) осадочных пород»).

Органогенная структура, в которой выделяют три наиболее существенные разновидности: а) собственно органогенная, когда порода состоит из известковых органических остатков (без признаков их переноса),
вкрапленных в тонкозернистый карбонатный материал (фиг. 1 - IV а); б) органогенно-обломочная, когда в породе присутствуют раздробленные и частично окатанные о.рганические остатки, находящиеся среди тонко-зернистого карбонатного материала; в) дётритусовые, когда порода сложена только раздробленными" органическйми остатками без заметного количества тонкозернистых карбонатных частиц.
Обломочная структура наблюдается в известняках, образованных путем скопления" обломков, возникающих за счет разрушения более древних карбонатных пород (фиг. 1-VI б). Здесь, так же как и в некоторых органических известняках, кроме обломков, отчетливо видна известковая цементация массы.
Оолитовая структура, характеризующаяся наличием концентрически сложенных оолитов, обычно менее одного миллиметра в поперечнике. В центре оолитов часто присутствуют обломочные зерна. Иногда оолиты приобретают радиально-лучистое строение (фиг. 1-VI в).
Наблюдается также инкрустационная и крустификационная структуры. В первом случае характерно наличие корок концентрического строения, заполняющих прежние крупные пустоты (фиг. 1-VI г). Во втором случае наблюдаются нарастания удлиненных кристаллов карбонатов, радиально расположенных относительно обломков или органических остатков, слагающих породу.
В процессе окаменения многие известняки подвергаются существенным изменениям. Эти изменения выражаются, в частности, в. перекристаллизации, окаменении, доломитизации, ожелезнении и частичном растворении с образованием стилолитов. Во время этих изменений возникают типично вторичные структуры: например, большинство кристаллических структур, инкрустационная структура, а также ложнообломочная структура, образующаяся в связи с неравномерной перекристаллизацией или появлением серии трещинок, заполненных вторичным кальцитом. Для доломитизированных известняков свойственна порфиробластовая структура. Вторичные изменения структуры в известняках из-за частого их растворения и перекристаллизации затрудняют определение условий образования многих известняков.

Среди известняков четко выделяются несколько типов.

Главные из них следующие.

Органогенные известняки. Это одна из наиболее- широко распространенных разновидностей известняков. Они сложены раковинами бентонных простейших, брахиопод, различных типов моллюсков, остатками криноидей, известковых водорослей, кораллов и других донных организмов. Значительно реже известняки возникают да счет скопления раковинок планктонных форм.
Большая часть органогенных известняков образуется за счет накопления почти неперемещенных органических остатков. Однако в некоторых случаях органические остатки встречаются лишь в виде окатанных обломков, хорошо рассортированных по величине. Такие известняки-ракушняки, обладающие органогенно-обломочной структурой, являются уже переходными к обломочным известнякам.
Типичными представителями органогенных известняков являются рифовые (биогермные) известняки, состоящие в значительной части из остатков различных рифообразующих организмов и живущих в сообществе с ними других форм. Так, например, современные коралловые рифы сложены преимущественно остатками известковых водорослей (25- 50%)„ кораллами (10-35%), раковинами моллюсков (10-20%), форами- ниферами (5-15%) и т. д. Широко распространены известковые водоросли и среди более древних рифов. В частности, докембрийские рифы целиком состоят из остатков этих организмов. Более молодые рифы, помимо водорослей, слагались кораллами, мшанками, археоциатами и некоторыми другими типами организмов. Небольшие водорослевые желваки называют онкоидами.
Характерной особенностью рифовых известняков является их залегание, как правило в виде мощных и неправильных по форме, массивов, часто резко возвышающихся над образовавшимися одновременно с ними осадками. Слои последних прислоняются к рифам под углами до 30-50° и перемежаются у подножий с обломочными известняками, образованными за счет разрушения рифов. Мощность рифов достигает иногда 500-1000 at и более (см. § 87).
Особенностями рифовых известняков, позволяющими определять их происхождение, являются отсутствие в них примеси обломочных частиц, массивное строение и обилие каверн, заполненных сингенетичными и эИи- генетичными карбонатами. Очень типичны для них инкрустационные структуры.
Высокая пористость рифовых известняков способствует быстрой их доломитизации, в значительной мере уничтожающей органогенную структуру породы.
Рифообразные тела со слоистым строением называют биостромами. Они не имеют столь резко выраженной чечевицеобразной формы и могут быть сложены скоплением раковин. Современными их представителями являются банки (устричные и др.). Биостромы, так же как и типичные рифовые известняки, легко подвергаются доломитизации, в течение которой органические остатки в них могут быть в той или иной мере разрушены.
Писчий мел. Одним из весьма своеобразных представителей известковых пород является писчий мел, резко выделяющийся по своему внешнему виду от других разновидностей.
Писчий мел характеризуется белым цветом, однородностью строения, малой твердостью и мелкозернистостью. Сложен главным образом карбо-натом кальция (доломит отсутствует) при незначительной примеси глинистых и песчаных частиц. Значительная роль в образовании мела принадлежит органическим остаткам. Среди них особенно широко распространены остатки кокколитофорид - одноклеточных известковых водорослей, слагающих мел и мелоподобные мергели на 10-75%, в виде мелких (0,002-0,005 мм) пластинок, дисков и трубочек. Фораминиферы содержатся в мелу обычно в количестве 5-6% (иногда до 40%). Встречаются также раковины моллюсков (главным образом иноцерамов, реже - устриц и пектинид) и немногочисленные белемниты, а местами также раковины аммонитов. Остатки мшанок, морских лилий, ежей, кораллов и трубчатых червей, хотя и наблюдаются, но не служат породообразующими элементами мела.
Порошковатый кальцит, всегда присутствующий в мелу, образуется, вероятно, путем химического осаждения извести и частично при разрушении органических остатков. Содержание порошковатого кальцита в различных разновидностях мела бывает от 5 до 60%, иногда достигает 90%. Размер частиц непостоянен (0,0005-0,010 лип). Форма их более или менее округлая, иногда слегка удлиненная.
Некарбонатная часть мела представлена главным образом частицами меньше 0,01 мм. Она сложена преимущественно кварцем. Среди глинистых минералов встречаются монтмориллонит, реже - каолинит и гидрослюды.

Из числа сингенетических минералов присутствует опал, глауконит, халцедон, цеолиты, пирит, барит, гидроокислы железа и другие минералы.

Применяя пропитывание образцов мела трансформаторным маслом (см. § 73), Г. И. Бушинскому удалось выделить в писчем мелу ходы разнообразных илоядных организмов и горизонты с брекчиевидной струк-турой, возникшей при растрескивании известкового ила в процессе его уплотнения. Подобные трещины часто возникают под водой в коллоидных осадках, особенно при их сотрясении.
Писчий мел отлагается на дне морей с нормальной соленостью, расположенных в условиях теплого климата. Глубины моря в пределах зоны накопления были, по-видимому, весьма различными - от нескольких десятков до многих сотен метров.
В геосинклинальных областях отложения, "соответствующие мелу, сцементированы и превращены в известняки. Вероятно, что многие из распространенных здесь скрытокристаллических известняков в иных условиях окаменения представляли бы собой мелоподобные породы. На значительной глубине ниже поверхности земли (в буровых скважинах) мел значительно более плотен, чем на поверхности земли.
Известняки химического происхождения. Этот тип известняков условно отделяется от других типов, так как в боль-шинстве известняков всегда присутствует в том или ином количестве кальцит, выпавший из воды чисто химическим путем.
Типичные известняки химического происхождения микрозернисты, лишены органических остатков и залегают в виде пластов, а иногда ско-плений конкреций. Часто в них наблюдается система мелких кальцитовых жилок, образующихся при уменьшении объема первоначально коллоидных осадков. Нередко присутствуют жеоды с крупными и хорошо образованными кристаллами кальцита.
Известняки химического происхождения широко распространены, но иногда их трудно отделить, в особенности после перекристаллизации, от мелкозернистых известняков, образовавшихся за счет приноса и отложе-ния мелких частиц, возникших при размыве карбонатных пород.
К числу известняков химического происхождения, вероятно, отно-сятся скрытокристаллические (пелитоморфные) с раковистым изломом разновидности, получившие название литографских. По-видимому, . много кальцита, образовавшегося чисто химическим путем, в писчем мелу, а также во всех органогенных известняках (кроме детритусовых). Особую группу составляют известковые туфы, образовавшиеся на суше за счет выделения извести из воды источников.
Обломочные известняки. Этот вид известняков часто содержит значительную примесь кварцевых зерен и иногда ассоциируется с песчаными породами. Обломочным известнякам нередко свойственна косая слоистость.
Обломочные известняки сложены, как правило, карбонатными зер-нами различного размера, поперечник которых обычно измеряется десятыми долями миллиметра, реже несколькими миллиметрами. Встре-чаются и известняковые конгломераты, состоящие из крупных обломков. Обломочные карбонатные зерна, как правило, хорошо округлены и близки по размеру, хотя известно много плохо сортированного материала.
В шлифах они обычно резко отделяются от окружающего их карбонатного цемента.
Обдомочцые известняки иногда тесно связаны с органогенными породами, возникая при раздроблении и окатывании органических остатков.
Они близки в некоторых случаях и к известнякам химического происхо-ждения. При этом промежуточным типом являются оолитовые известняки, состоящие из мелких концентрически построенных оолитов. Последние образуются за счет химического осаждения карбоната кальция в зоне достаточно подвижных вод. Оолитовые известняки часто косослоисты.
Типичные обломочные известняки формируются почти всегда на малой глубине, особенно часто в периоды замедленного осадконакопле- ния, за счет размыва более древних карбонатных пород.
Вторичные известняки. К этой группе относятся известняки, залегающие в верхней части кепроков соляных куполов, а также известняки, возникающие в процессе преобразования доломитов при их выветривании (раздоломичивание или дедоломитнзация). В последнее время подобные породы были изучены В. Б. Татарским.
Раздоломиченные породы представляют собой средне- или крупнозернистые известняки, плотные, но иногда ноздреватые или кавернозные. Залегают они в виде сплошных масс. В некоторых случаях в них встречаются линзовидные включения мелко- или тонкозернистых доломитов, иногда рыхлых и пачкающих пальцы. Реже они образуют включения и ветвящиеся жилы в толще доломитов.
В шлифе вторичные известняки всегда имеют плотное строение. Контуры зерен кальцита округлые или неправильно извилистые. Значи-тельная часть зерен содержит внутри себя скопления мелких зерен доло-мита или образовавшиеся после их полного растворения пылеватые частицы (темные сердцевинки ромбоэдров доломита). Изредка различаются реликты прежней структуры доломитов. Раздоломичивание резко меняет физические свойства.породы, превращая мелкопористые, хорошо проницаемые доломиты в плотные известняки с крупными, но изолированными кавернами. Раздоломичиванию подвергаются обычно только чистые доломиты.
При выветривании известняки быстро выщелачиваются. Подземные воды, циркулирующие в известняках, приводят к образованию карстовых явлений. При выщелачивании известняков иногда образуются накопления остаточных глин и очень редко - фосфоритов.
Происхождение. Образование известняков происходит в самых разнообразных физико-географических условиях. Пресноводные известняки встречаются сравнительно редко. Они залегают обычно в виде линз среди песчано-глинистых континентальных отложений, лишены органических остатков, характеризуются часто желвакообразным строением, микрозернистостью, наличием мелких трещинок, заполненных кальцитом, присутствием жеод и другими особенностями, связанными с отложением известкового коллоидного материала.
Иногда этими же особенностями характеризуются и известняки, образовавшиеся в солоноватоводных и засоленных бассейнах. Здесь уже встречаются органогенные разновидности, состоящие большей частью из раковин немногочисленных -видов моллюсков или остракод.
Морские известняки встречаются наиболее часто. Они представляют собой или очень мелководные, прибрежные разновидности (обломочные или оолитовые известняки, некоторые ракушняки), или более глубоко-водные отложения, условия образования которых могут быть установлены на основании изучения органических остатков.и литологических особенностей известняков.
Накоплению известняков во всех физико-географических условиях благоприятствует небольшое количество приносимого обломочного
материала, поэтому известняки образовывались преимущественно в эпохи существования небольших массивов суши с равнинным рельефом. Подобные условия возникали во время крупных трансгрессий.
Другим фактором, способствующим образованию известняков, является теплый климат, так как растворимость карбоната кальция при прочих равных условиях значительно увеличивается по мере понижения температуры воды. Поэтому присутствие толщ известняков служит надежным указанием на наличие в прошлом теплого климата. Однако условия образования известняков в геологическом прошлом несколько отличались от современных из-за большего содержания углекислоты в атмосфере. С течением времени увеличивалось также количество органогенных известняков.
Геологическое распространение. В истории Земли существовали эпохи особенно интенсивного образования известняков и близких к ним пород. Такими эпохами являются верхнемеловая, каменноугольная и силу-рийская. Известняки часто встречаются и в более древних отложениях.
Практическое применение. Известняки представляют собой минеральное сырье массового потребления. Главным образом они используются в металлургической, цементной, химической, стекольной и сахарной отраслях промышленности. Большое количество известняков употребляется в строительстве, а также в сельском хозяйстве.
В металлургии известняки употребляются в качестве флюса, обеспе-чивающего переход в металл полезных компонентов и очистку металла от вредных примесей, переходящих в шлак. В обыкновенных сортах флюсового известняка содержание нерастворимого остатка не должно превосходить 3%, содержание ЭОз - 0,3%, а количество СаО не может быть менее 50%. Флюсовые известняки должны быть механически проч-ными.
Известняки, употребляющиеся в смеси с глиной для производства портланд-цемента, не должны содержать включений гипса, кремня и песчаных частиц. Содержание в них окиси магния должно быть не более 2,5%, а отношение, называемое коэффициентом насыщения, в исходной смеси равно 0,80-0,95, причем количество кремнезема не должно пре-вышать. содеряшние полуторных окислов более чем в 1,7-3,5 раза. Наиболее пригодны рыхлые известняки.

Известняки являются основным сырьем для производства негашеной (воздушной) извести. Наиболее ценны известняки с содержанием MgCOe до 2,5% и глинистых примесей до 2%. Доломитизированные известняки (с содержанием MgO до 17%) дают худшую по качеству известь.
В химической промышленности известняки и продукты их обжига применяются при производстве карбида кальция, соды, едкого натра и других веществ. Для изготовления этих материалов необходимы чистые известняки с малым содержанием примесей.
В стекольной промышленности известняк вводится в шихту для повышения химической стойкости стекла. Обычные сорта стекол содержат до 10% окиси кальция. Употребляемые в стекловарении известняки должны"на 94-97% состоять из СаСОз и содержать не более 0,2- 0,3% БегОз.
В сахарной промышленности известняки, содержащие малое количество примесей, употребляются для очистки свекловичных соков.
Известняки, разрабатываемые как каменный строительный и дорож-ный материал, должны обладать достаточной механической прочностью и устойчивостью против выветривания. Особенно пригодны в качестве бутового камня чистые и окремненные известняки. Примесь глинистых частиц значительно уменьшает механическую прочность известняков и их стойкость против выветривания. Щебень из прочных известняков исполь-зуется при изготовлении бетона и в качестве железнодорожного балласта.
Еще меньше требований предъявляется к известнякам, используемым в сельском хозяйстве для известкования подзолистых почв. Для этой цели может употребляться любой, предпочтительно мягкий, местный известняк.
Мел используется в большом количестве в малярном деле как белый пигмент. В значительном количестве мел употребляется как наполнитель в резиновой, бумажной и некоторых других отраслях промышленности. Часто мел применяется как заменитель извести.

Render({ blockId: "R-A-248885-7", renderTo: "yandex_rtb_R-A-248885-7", async: true }); }); t = d.getElementsByTagName("script"); s = d.createElement("script"); s.type = "text/javascript"; s.src = "//an.yandex.ru/system/context.js"; s.async = true; t.parentNode.insertBefore(s, t); })(this, this.document, "yandexContextAsyncCallbacks");

Доломиты

Доломиты представляют собой карбонатные породы, состоящие в основном из минерала доломита. Чистый доломит соответст-вует формуле CaMg (СОз) 2 и содержит 30,4% СаО; 21,8% MgO и 47,8%СОг, или 54,3% СаСОз и 45,7% MgCCb. Весовое соотношение СаО: MgO = = 1,39.
Для доломитов характерно присутствие минералов, выпавших чисто химическим путем во время образования осадка или возникших во время его диагенеза (кальцит, гипс, ангидрит, целестин, флюорит, магнезит, окислы железа, реже - кремнезем в виде опала и халцедон, органическое вещество и пр.). В некоторых случаях наблюдается присутствие псевдоморфоз по кристаллам разнообразных солей.
По внешнему виду многие доломиты очень похожи на известняки, с которыми их сближает цвет и невозможность невооруженным глазом отличить кальцит от доломита в мелкокристаллическом состоянии.
Среди доломитов встречаются совершенно однородные разновидности от микрозернистых (фарфоровидных), иногда пачкающих руки и обладающих раковистым изломом, до мелко- и крупнозернистых разновидностей, сложенных из ромбоэдров доломита примерно одной и той же величины (обычно 0,25-0,05 мм). Выщелоченные разновидности этих пород по своему внешнему виду несколько напоминают песчаники.
Для доломитов иногда типична кавернозность, в частности за счет выщелачивания раковин, пористость (в особенности в естественных обнажениях) и трещиноватость. Некоторые доломиты обладают способ-ностью к самопроизвольному растрескиванию. Хорошо сохранившиеся органические остатки в доломитах встречаются редко. Окрашены доло-миты большей частью в светлые оттенки желтоватого, розоватого, красно-ватого, зеленоватого и других тонов.
Для доломитов характерна кристаллическая зернистая (мозаичная) структура, обычная также для известняков, и разного рода реликтовые структуры, вызванные замещением известковых органических остатков, оолитов или карбонатных обломков во время доломитизации. Наблюдается иногда оолитовая, а также инкрустационная структура в связи с заполнением разнообразных полостей, обычно в рифовых массивах.
Для пород, переходящих от известняков к доломитам, типична порфиробластовая структура, когда на фоне мелкокристаллической кальцитовой массы присутствуют отдельные крупные ромбоэдры доломита.
Ромбоэдры доломита часто ясно зональны. Обычно их внутренняя часть в шлифе кажется темной, так как содержит много включений, а периферическая - свободна от них. Встречаются ромбоэдры с чередующимися зонами разной степени прозрачности или сложенные в центре кальцитом, а с поверхности доломитом.
По происхождению доломиты подразделяются на первично-осадочные, сингенетические, диагенетические и эпигенетические. Три первых, типа часто объединяют под названием первичных доломитов, а эпигенетические доломиты называют также вторичными.
Первично-осадочные доломиты. Эти доломиты возникали в морских заливах и лагунах с водой повышенной солености, за счет непосредственного выпадения доломита из воды. По данным С. Г. Вишнякова и Я. К. Писарчик, эти породы залегают в виде хорошо выдержанных пластов, в пределах которых иногда ясно выражена тонкая слоистость. Первичная кавернозность и пористость, так же как и органи-ческие остатки, отсутствуют. Часто наблюдается переслаивание подобных доломитов с гипсом. Контакты слоев равные, слабоволнистые или посте-пенные. Иногда встречаются включения гипса или ангидрита.
Структура первично-осадочных доломитов равномерно микрозерни- стая. Преобладающий размер зерен около 0,01 мм. Кальцит встречается лишь в виде незначительной примеси. Иногда наблюдается окремнение, местами интенсивное.

Некоторые исследователи отрицают возможность образования первичных доломитов как в современную эпоху, так и в геологическом прошлом. Этот вопрос детально обсуждается в работе Фейербриджа (Fairbrigde, 1957). Обстоятельно проблема доломитообразования обсуждается -в трудах Н. М. Страхова и Г. И. Теодоровича.
Сингенетические и диагенетические доломиты. К их числу относится преобладающая часть доломитов. Различить их можно не всегда. Они возникают за счет преобразования известкового ила. Залегают в виде пластов и линзовидных залежей и пред-ставляют собой крепкие с неровным шероховатым изломом породы, обычно с неясной слоистостью. Структура сингенетических доломитов чаще равномерномикрозернистая. Для диагенетических более типична неравномернозернистая (зерна от 0,1 до 0,01 мм). Часто наблюдаются органические остатки, в той или иной мере замещенные доломитом. При этом первоначально замещаются раковинки, состоящие из пелитоморфного кальцита (например, раковинки фораминифер). Органические же остатки, сложенные крупными кристаллами кальцита (например, членики крино- идей), остаются обычно недоломитизированными. Раковины брахиопод и кораллы доломитизируются после раковинок фораминифер и раньше члеников криноидей и панцирей морских ежей.
Таким же образом происходит первоочередное замещение доломитом и пелитоморфных участков породы, сложенных кальцитом неорганического происхождения. Часто наблюдается также выщелачивание органических остатков.
Характерна для диагенетических доломитов и неправильно ромбоэдрическая, ромбоэдрическая или овальная форма зерен доломита, часто имеющих концентрически зональное строение. В центральной части зерен имеются темные пылевидные скопления.
В некоторых случаях происходит огипсование породы. При этом замещению гипсом легче всего подвергались наиболее проницаемые для растворов участки карбонатной породы (в частности, органические остатки), а также скопления пелитоморфного доломита.
Вторичные (эпигенетические) доломиты. Этот тип доломитов образуется в процессе замещения при помощи растворов
уже твердых известняков, вполне сформировавшихся как горные породы. Эпигенетические доломиты залегают обычно в виде линз среди неизмененных известняков или содержат в себе участки остаточного известняка.
Районы распространения эпигенетических доломитов часто приурочиваются.к крупным элементам структур и древнего рельефа. Так например, С. Г. Вишняков указывает, что доломиты и доломитизированные известняки горизонта глауконитовых известняков нижнего силура Ленинградской области распространены лишь в районах додевонских депрессий, в которых выше по разрезу распространены доломиты нарорских слоев, обогащающие магнием подземные воды.
Эпигенетические доломиты характеризуются обычно массивностью или неясной слоистостью, неравномернозернистой и неоднородной структурой. Рядом с участками, полностью доломитизированными, присутствуют участки, почти не затронутые этим процессом. Граница между такими участками извилистая, неровная и проходит иногда посередине раковин. .
Я. К. Писарчик считает также характерным для эпигенетических доломитов отсутствие в ядре кристаллов доломитов пылевидных частиц пелитоморфного кальцита, хорошо выраженную ромбоэдрическую форму кристаллов доломита, так же как и их прозрачность.
Вторичные доломиты обычно крупно- и неравномернозернисты, часто такясе крупно- и неравномернопористы.
Происхождение. Доломиты могут возникать на всех стадиях образо-вания осадочных пород. Их формированию способствует значительная минерализация воды и ее щелочность, повышенная температура, а также обилие в растворе углекислоты. В прошлом, эти условия имели место уже в воде бассейнов, и тогда образовывались первично-осадочные доломиты. .
В последние геологические периоды, вероятно, из-за уменьшения содержания углекислоты в атмосфере, такие доломиты формировались очень редко.
Значительно чаще благоприятные условия для возникновения доломитов создавались в йлах из-за большей минерализации иловых вод и значительного содержания в них углекислоты, в частности, при разложении органического вещества.
Образование доломита неоднократно становилось возможным и значительно ниже поверхности земли, уже в толще осадочных пород.
Источником солей магния для первично-осадочных доломитов явля-лась морская вода, а в других случаях - органические остатки, в которых Mg часто находится в легко растворимом виде, или, наконец, маг-незиальные породы, из которых происходило выщелачивание солей магния.
Увеличение минерализации воды значительно сближает растворимость углекислого кальция и магния. Доломит, как указывает Г. И. Теодорович, обычно образуется при концентрации вод, промежуточных между отложением известковых осадков и осадков сульфата кальция. Возможны все переходы от чистых известняков к нормальным доломитам и от доломитов, через сульфатно-доломитовые породы, до сетчатых доломитсодержащих ангидритов или гипсов. Первичным членом этого ряда являются чисто известковые и доломито-известковые типично морские отложения, лишенные сингенетических целестина, флюорита и сульфатов кальция. Затем следуют: 1) известковые доломиты и доломиты с сингенетическим целестином и флюоритом; 2) доломиты с сингенетическим ангидритом, целестином и флюоритом; 3) доломиты с сингенетическим ангидритом без целестина и флюорита и 4) доломиты с сингенетическим ангидритом и магнезитом.
При выветривании доломитов иногда наблюдается их раздоломичивание, ведущее к образованию известняков.
Характерным явлением, сопровождающим выветривание доломитов и доломитизированных известняков, является образование так называемой доломитовой муки, представляющей собой скопление мелких изъеденных кристаллов доломита. Доломитовая мука залегает обычно в виде линз, гнезд и прослоев среди твердых доломитов, образуя скопления до нескольких метров мощности.

Геологическое распространение

Эпохи доломитообразования совпадали с эпохдми усиленного накопления известняков, за исключением того, что частота образования доломитов в общем уменьшалась по мере развития Земли. Поэтому мощные толщи чистых доломитов встречаются преимущественно среди докембрийских отложений. Среди этих же отложений, по- видимому, преобладают первичные доломиты, образовавшиеся за счет химического осаждения минералов из морской воды. В более молодых отложениях чаще встречаются диагенетические или вторичные доломиты, обычно в гипсоносных или соленосных толщах.
Практическое применение. Доломиты и доломитовые известняки применяются в металлургии, при изготовлении строительных материалов, в стекольной и. керамической промышленности.
В металлургической промышленности доломиты применяются в качестве огнеупорного материала и в качестве флюса.
Применение доломита с качестве огнеупорного материала объяс-няется высокой температурой его плавления, у чистых разновидностей, равной 2300°. При обжиге доломита при температуре 1400-1700° образовавшиеся в процессе диссоциации свободные окислы (CaO, MgO) перекри- сталлизовываются, в результате чего пористая масса спекается в плотный клинкер, применяемый для футеровки пода мартеновских печей. Доломитовый под поглощает из расплавленного металла вредные примеси - серу и фосфор.
В доломитах, применяемых в качестве огнеупоров содержание кремнезема не должно быть больше 4-7%, содержание В2О3 и Мп304 не выше 3-5%, так как присутствие этих примесей резко понижает темпе-ратуру спекания и плавления доломита.
При использовании доломитов в качестве флюсов при доменной плавке применяются большей частью известковистые доломиты с содержанием СаО в пределах 30-40% и MgO не менее 10%. Содержание примесей (нерастворимый остаток, фосфор, сера) должно быть незначительно.
В последние годы доломиты начинают использоваться в металлур-гии для производства магния. Используются они также для производства магнезиальных цементов, при отсутствии местных известняков для изго-товления извести, в стекольной, керамической и других отраслях про-мышленности.

Под мергелями понимают породы, переходные между кар-бонатными и глинистыми, содержащие 20-70% глинистых частиц. При меньшем их количестве мергели переходят в глинистые известняки, доломито-известняки и доломиты. Типичные мергели содержат менее 5% доломита (1,1% MgO) и от 20 до 40% глинистых частиц. При возрастании содержания доломита до 20% (4,4% MgO) они переходят в слабо доло-митовые, а затем в умереннодоломитовые (20-25% доломита или 4,4- 10,9% MgO) и сильнодоломитовые (более 50% доломита или более 10,9%
MgO). Мергели, в которых карбонатная часть представлена почти исключительно доломитами (содержание кальцита менее 5% следует называть до ломито-мергелями).
Собственно мергели (содержащие не более 5% доломита) делятся на две группы: мергели, содержащие от 20 до 40% глинистых частиц, и глинистые мергели, в которых количество этих частиц увеличивается с 40 до 70%. Тонкозернистые глинистые известняки (содержание гли-нистых частиц 5-20%) часто называют известковыми: мергелями.
Мергели подразделяются на еще более мелкие группы. Так, их разновидности, содержащие СаСОз от 75 до 80% и мелкие частицы силикатных минералов в количестве от 20 до 25%, могут применяться без всяких добавок для производства портланд-цемента и поэтому называются натуральными цементными мергелями (натуралы). Г. И. Бушинский предлагает именовать мелоподобными мергелями еще более известковистые разновидности мергелей, переходные к писчему мелу и содержащие 80-90% СаСОз. Породы, содержащие 90^-95% СаСОз, следует называть глинистым мелом. Чистый мел, так же как и чистый известняк, состоит более чем на 95% из карбоната кальция.
У обычных мергелей в нерастворимом остатке содержание кремнезема превышает количество полуторных окислов не более, чем в 4 раза. Мергели, у которых соотношение S1O2: R2O3 > 4, относятся к группе песчаных или кремнеземистых.

Типичные мергели представляют собой однородную по структуре, очень мелкозернистую породу, состоящую из смеси глинистых и карбонатных частиц и часто обладающую во влажном состоянии известной пластичностью. Обычно мергели окрашены в светлые тона, но встречаются и яркоокрашенные разновидности красного, коричневого и фиолетового цвета (особенно в красноцветных толщаХ). Тонкая слоистость для мергелей не типична, но многие из них залегают в виде тонких слоев. Некоторые мергели образуют закономерные ритмичные переслаивания с тонкими глинистыми и песчаными прослоями (флишевые отложения). Другие обладают способностью при выветривании быстро растрескиваться («трескуны» и «рухляки»). Обычно это связано с присутствием среди глинистых частиц минералов монтмориллонитовой группы, способных резко увеличивать свой объем при увлажнении,
В качестве примеси в мергелях присутствуют органические остатки, обломочные зерна кварца и других минералов, сульфаты, окислы железа, глауконит и т. д.
Под микроскопом мергели обнаруживают алевритовую или, реже, псаммопелитовую структуру, свойственную некоторым глинам и характеризующуюся присутствием песчаных и алевритовых частиц на фоне основной, тонкозернистой массы, состоящей из смеси глинистых частиц и карбонатных зерен. Размер последних иногда достигает размера алевритовых (т. е. около 0,01 мм).
Происхождение и геологическое распространение. Мергели образуются в областях одновременного отложения глинистого и карбонатного материала. Районы их образования располагаются обычно ближе к области сноса сравнительно с чисто карбонатными породами. Мергели встречаются часто среди континентальных отложений (особенно среди озерных). Существуют также лагунные и морские разновидности. Эпохи образования мергелей совпадают с эпохами образования других карбонатных пород.

Практическое применение

Мергели широко используются в цементном производстве. Для производства портланд-цемента наиболее пригодны те мергели (натуралы), которые могут непосредственно применяться для обжига без предварительного смешения с другими видами сырья (с известняком или глиной). Химический состав мергелей-натуралов должен соответствовать тем же требованиям, как и смесь известняка с глиной (см. выше). Вредна примесь окиси магния, фосфора, щелочей и серы.
Сырье для портланд-цемента обжигается при температуре около 1450°, при которой уже происходит спекание глинистых и известковых частиц и формирование силикатов и алюминатов. Обожженная смесь (клинкер) размалывается и смешивается с небольшим количеством гипса и иногда гидравлических добавок.
Роман-цемент по сравнению с портланд-цементом производится из сырья, более бедного окисью кальция, и обжигается при значительно более низких температурах (850-1100°). Для его изготовления могут быть использованы доломитизированные породы.

промежутках глинистых минералов ионов калия. Наличие в породе гидролизуемых в катагенезе минералов (полевых шпатов) - источни­ ков калия, обеспечивает относительно быстрое обезвоживание глин, отсутствие его затягивает этот процесс до стадии метагенеза, когда разрушается большая часть калиевых полевых шпатов. Таким обра­ зом, фаза нефтеобразования может затягиваться во времени при недостатке калия в породе.

Контрольные вопросы

1. Какие существуют классификации глинистых пород по физическим свойствам,

минеральному составу, способу образования?

2. Как мы представляем структуру кристаллических решеток глинистых минера­

3. В чем особенности строения глинистых минералов основных групп каолинита, иллита, смектитов, вермикулита, хлоритов?

4. Что представляют собой смешаннослойные минералы?

5. Какие существуют в природе обстановки образования различных глинистых минералов?

6. В чем существо изменения глинистых минералов и пород на различных стадиях литогенеза?

7. В чем состоит роль глин в нефтегазообразовании?

Глава 7. КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

Карбонатные породы составляют 15--20% обьема всех осадочных образований, содержат крупнейшие залежи нефти и газа и распростра­ нены в пределах платформенных и геосинклинальных областей, встречаются в комплексах широкого возрастного диапазона - от докембрия до ныне.

К карбонатным породам и осадкам относятся образования, сло­ женные на 50% и более карбонатными минералами. Среди последних наиболее часто встречаются соединения групп кальцита и доломита, кристаллы которых имеют тригональную сингонию. Реже в составе породообразующих компонентов отмечаются минералы группы ара­ гонита, принадлежащие ромбическим карбонатам.

В группу кальцита помимо CaCO3 входят магнезит (MgCO3 ), родо­ хрозит (MnCO3 ), смитсонит (ZnCO3 ). Вторая группа включает доломит (CaMg2 ), анкерит (CaFe2 ) и кутнагорит (СаМn[СO3 ]2 ). Арагонит по составу аналогичен кальциту, кроме него к этой группе относится стронцианит (SrCO3 ) и церуссит (PbCO3 ). Минералы этих групп способ­ ны к изоморфизму и образуют твердые растворы с широкой смеси­ мостью.

Кальцит - устойчивая форма CaCO3 в большом интервале темпера­ тур и давлений. Кальцит может представлять чистый CaCO3 или содер­ жать металлы Fe, Mg, Mn. Чаще всего происходит замещение кальция магнием. Кальцит с содержанием MgCO3 более 5% относится к высокомагнезиальному.

Арагонит - неустойчивая форма CaCO3 и известен преимуществен­ но в современных осадках биогенного генезиса. С течением времени он может самопроизвольно превращаться в кальцит. Арагонитовые решетки лишь в некоторых случаях присоединяют ион Mg2 + до 0,001%. Количество присоединяющегося к ним стронция может достигать концентрации около 1%.

Доломит слагает одноименные породы, имеющие обычно хемогенное происхождение. Кристаллическая решетка доломита в высокой степени упорядочена и образована замещением атомов Ca в кальците через один на атом Mg. В доломите место Mg2 + нередко занимает F e 2 + с образованием непрерывного ряда твердых растворов вплоть до анке­ рита. Обогащенный железом доломит, как правило, встречается с железными рудами. Породообразующий доломит характеризуется низким содержанием железа.

Описанные выше минералы по-разному реагируют с соляной кислотой. Кальцит и арагонит легко растворяются в холодной 2- 10%-й НСl Доломит реагирует с кислотой либо в порошке, либо после подог­ ревания HCl. Распознаванию карбонатных минералов способствуют методы травления и окрашивания в образцах и шлифах, а также исследования порошков этих компонентов методами химического, термического и рентгеноструктурного анализов. В последние годы изучаются микроструктуры карбонатных минералов при помощи элек­ тронной сканирующей микроскопии. Для решения вопросов о проис­ хождении карбонатов проводятся изотопные исследования и опреде­ ляются соотношения 1 8 О / 1 6 О и 1 3 С / 1 2 С.

В зависимости от преобладания в составе отложений CaCO3 или CaMg(CO3 )2 выделяют две основные группы карбонатных пород - известняки и доломиты, связанные смешанными разностями между собой и с другими осадочными образованиями. Например, породы, содержащие в соизмеримых количествах карбонатный и глинистый материал, называются мергелями.

§ 1. ИЗВЕСТНЯКИ

Известняки представляют собой карбонатные породы, состоящие на 50% и более из кальцита и (или) арагонита. Известняки, не содержа­ щие примесей, имеют белый цвет. Появление серых и черных окрасок бывает связано с примесью глинистого и органического веществ. Зеленоватые тона обнаруживаются в случае присутствия глауконита

или хлорита. Оксиды железа придают известнякам красноватые оттенки.

Структуры известняков обусловлены способом их формирования и определяются присутствием ряда компонентов.

Классификация известняков. Генетические классификации извест­ няков, предложенные в нашей стране М. С. Швецовым, Н. М. Страхо­ вым, Г. И. Теодоровичем, И. В. Хворовой и многими другими литологами, основаны на выделении структурно-генетических породообразую­ щих компонентов и учете стадиальной последовательности их форми­ рования.

Седиментогенные (первичные) признаки позволяют выделить известняки биогенные (органогенные), биохемогенные, хемогенные и обломочные. При этом учитывается, что породообразующий компонент (биогенный, хемогенный и т. д.) составляет не менее 50% от основной минеральной массы карбонатной породы:

биогенные (органогенные) - биоморфные (автохтонные рифогенные и аллохтонные раковинные), органогенно-желвачные (строматолитовые, онколитовые), биодетритусовые (органогенно-обломочные);

биохемогенные - мелко- и микрокомковатые, сгустковые, пеллетовые, копролитовые;

хемогенные - оолитовые, микрозернистые; обломочные - галечниковые, гравелитовые, песчаниковые.

Биогенные (органогенные) известняки являются одним из наибо­ лее распространенных типов карбонатных пород. Органогенные компоненты в них представлены раковинами брахиопод, различных типов моллюсков, остатками криноидей, известковых водорослей, кораллов и других организмов. Большая часть биогенных известня­ ков образуется за счет неперемещенных (автохтонных) или в разной степени перемещенных (аллохтонных) остатков бентоса. Известняки возникают также за счет скелетов планктонных организмов. Наконец, органические остатки могут быть обработаны в водной среде, окатаны и их обломки при осаждении рассортированы по величине. Минераль­ ный состав породообразующих органических остатков представлен арагонитом, низко- и высокомагнезиальным кальцитом. Органогенные компоненты могут быть сцементированы зернистыми карбонатами различного размера. Среди биогенных известняков выделяются биоморфные и биодетритусовые типы, связанные переходными разнос­ тями.

Биоморфные известняки сложены преимущественно целыми скелетами организмов и имеют три основные разновидности - рифогенные, органогенные-желвачные и ракушняковые или раковинные

Рис. 35. Известняк водорослевый биогермный (по И. А. Щекотовой).

А - ортонеллы, Б - бевокастрин. Увел. 20.

изометричные или эллипсовидные в плане тела; рифовые пики в виде башен с крутыми склонами; атоллы, окружающие лагуны; барьерные и береговые рифы. Рассматриваемый тип известняков формируется сразу твердым и слагает остов рифа. По составу рифообразователей выделяют, например, коралловые, брахиоподо-мшанковые, криноид- но-мшанковые, водорослевые известняки (рис. 35). Пространство между прижизненно сросшимися и нередко инкрустированными кристаллическим кальцитом остатками морских организмов часто заполняется их же обломками различного размера, а иногда даже терригенным и пепловым материалом. В итоге возникают узорчатые текстуры в виде сменяющихся массивных, линзовидных, пятнистых кавернозных и сетчатых участков (рис. 36).

О р г а н о г е н н о - ж е л в а ч н ы е и з в е с т н я к и формируются з а счет водорослевых желваков, строматолитов и онколитов. Желваки представлены при осаждении нескрепленными полутвердыми неслоис­ тыми, моноили полицентрически разросшимися образованиями. Стро­ матолиты - это слоистые образования, возникшие за счет осажденного карбонатного вещества в корневищах водорослей или вследствие замещения их волокон. Онколиты - концентрически-слоистые, воз­ никшие на месте клубков придонных водорослей, образования, ядром которых могут служить зоогенные остатки.

Р а к о в и н н ы е и з в е с т н я к и формируются на дне бассейна в виде рыхлого осадка. Они могут представлять скопления крупных раковин - пелеципод, брахиопод и т.д., мелких раковин - остракод, птерогод, фораминифер (рис. 37). Когда ракушники образованы круп­ ными прикрепленными формами - рудистами, то возникшие образова­ ния текстурно напоминают рифы. Обычно раковинные известняки

Рис. 36. Известняк рифовый ситчатый

Рис. 37. Известняк фораминиферовый (увел. 96, николи//)

залегают четкими пластами мощностью от нескольких десятков сантиметров до нескольких сотен метров.

Биоморфным образованием является и п и с ч и й м е л, сложенный в значительной мере скелетными остатками известковых планктон­ ных водорослей - кокколитофорид. Первоначально, при жизни, клетку водоросли окружают мельчайшие диски округлой формы, состоящие из кристалликов карбонатов и называемые кокколитами. Диаметр дисков составляет доли миллиметра (рис. 38). Кроме того, в мелу присутствуют и комочки пеллетов.

Биодетритусовые (органогенно-обломочные) известняки представ­ ляют собой пластовые накопления раздробленных раковин (рис. 39).

Рис. 38. Мел кокколитоеый (РЭМ. увел. 8000)

Рис. 39. Известняк органогенно-обломочный (увел. 100, николи +)

Эти породы, как правило, бывают полидетритусовыми, например криноидно-брахиподово-мшанковыми. Детритус может быть в различ­ ной степени окатан и соответствовать по размерам песчаным и алеври­ товым зернам. В составе биодетритусовых известняков встречаются фрагменты скульптуры морских организмов, связанные при жизни мягкими тканями, - спикулы губок, членики криноидей. Текстуры биодетритусовых известняков массивные и слоистые, аналогичны текстурам песчано-алевритовых пород.

Биохемогенные известняки образуются за счет продуктов жизне­ деятельности организмов. Так, в результате накопления продуктов жизнедеятельности сине-зеленых водорослей, аккумулирующих CaCO3 и перфорирующих скелетные остатки организмов, формируются

мелко-, микрокомковатые и сгустковые известняки.

В результате жизнедеятельности моллюсков, червей и ракообраз­ ных, пропускающих через себя обогащенные органическим веществом арагонитовые илы, возникают накопления фекальных продуктов -

Рис. 40. Известняк пелитоморфный (РЭМ, увел. 1500)

Рис. 41. Известняк оолито­ вый (увел. 64, николи +)

копролитов. Сюда же относятся и пеллеты - комочки органического и минерального материала, выбрасываемого планктонными организма­ ми и оседающие на дно.

Хемогенные известняки представлены микрозернистыми и оолито­ выми разностями. Микрозернистые (пелитоморфные) известняки

характеризуются карбонатными зернами размером 0,001-0,005 мм (рис. 40). Оолитовые известняки состоят в значительной мере из округлых кальцитовых образований радиальноконцентрического строения. Центрами оолитов служат терригенные зерна, либо обломки фауны, карбонатные сгустки. Диаметр оолитов меняется в пределах 0,1-1,5 мм. Цементирует их зернистый кальцит хемогенного генезиса (рис. 41).

Таблица 7 . Основные типы карбонатных пород (по Р. Фолку, с упрощением)

Состав компонентов	Структура	Примеры карбонатных пород
Аллохемогенный	Микрозернистая	Интрамикрит, биомикрит.оомикрит
	Яснозернистая	Интраспарит, биоспарит, ооспарит
Ортохемогенный	Микрозернистая
	Яснозернистая
Автохтонный	Рифогенная	Биолитит

Обломочные известняки возникают за счет разрушения всех вышеперечисленных типов карбонатных пород. По структуре возни­ кающие таким образом накопления относятся к галечникам, пескам, алевритам, обладая характерными для обломочных пород текстурами.

В результате постседиментационной перекристаллизации извест­ няки приобретают вторичные структуры: яснозернистые (диаметр зерен более 0,1 мм), крустификационные, неравномерной перекристал­ лизации (порфиробластовые и ложнообломочные). Первичный, седиментогенный облик известняков бывает очень сильно затушеван вторичными процессами. В таком случае приходится выделять группу известняков неясного генезиса с криптогенными структурами.

В практической работе литологов для карбонатных пород исполь­ зуются также терминология и классификация, разработанные в нефтя­

ных компаниях США. В основе широко известной классификации Р. Фолка положены соотношения между аллохемными и ортохемными структурными компонентами (табл. 7) .

Аллохемогенные компоненты, или аллохемы, состоят из отдель­ ных агрегатов карбонатного состава различного генезиса, претерпев­ ших некоторую транспортировку. Главное породообразующее значе­ ние имеют следующие четыре типа аллохем: 1) интракласты - обломки в разной степени литифицированных переотложенных карбонатных образований, субсинхронных осадконакоплению, 2) оолиты, 3) скелет­ ные остатки (целые и фрагментарные), 4) различные сгустки (пеллеты, копролиты).

К ортохемам относятся микрит и спарит. Микрит - микрозернис­ тая масса, являющаяся литифицированным эквивалентом известково­ го ила, осаждающегося хемогенным или биохемогенным путем. При­

сутствие микритовых компонентов в известняках может свидетельст­ вовать о спокойной гиродинамической обстановке осадконакопления. Термин спарит в американской литературе обычно означает совокуп­ ность яснокристаллического кальцита (доломита), размер зерен которого более 0,004 мм, обычно 0,01-0,02 мм. Такая кристаллическая масса выступает обычно в роли цемента, скрепляющего аллохемы, и может формироваться за счет перекристаллизации микрита.

Основные типы пород Р. Фолк выделил на основании соотношения в них аллохем, микрита и спарита.

Аллохемогенные породы содержат более 10% аллохем, которые скреплены микритом или спаритом. В первой части названия породы отражен состав аллохем, во второй - охарактеризован цемент. Напри­ мер, интраспарит состоит не менее чем на 10% из интракластов, сцемен­ тированных яснокристаллическим кальцитом-спаритом. В случае присутствия только микритового цемента такая порода называется интрамикритом. Таким же образом выделяются оомикриты и ооспариты (сцементированные оолиты), биомикриты и биоспариты (скелетные остатки, сцементированные микроили яснокристаллическим кальци­ том).

Ортохемогенные породы содержат не более 10% аллохемогенных примесей. Чистые разности выделены как микриты. Дисмикриты содержат единичные включения, либо их количество не превышает 1%.

Помимо названных типов пород Р. Фолк выделил также автохтон­ ные рифогенные породы (биолититы). По классификации Р. Данхэма, такие известняки именуются баундстоун. Это означает, что первичные биогенные породообразующие компоненты были скреплены во время захоронения, что доказывается срастанием скелетных остатков, слойчатостью, не подчиняющейся силе тяжести, присутствием полос­ тей, выстланных осадком и перекрытых органическими остатками, величина которых превышает межгранулярные поры.

Выделение других типов карбонатных пород Р. Данхэм проводит также с учетом первичного в различной степени пористого каркаса. Автор считает, что некоторые известковые частицы могут создать каркас с очень высокой первичной пористостью. Затем в этот пористый осадок могут проникнуть карбонатные илистые компоненты путем инфильтрации из покрывающего слоя. В основу своей классификации Р. Данхэм положил визуально значимые в количественном и структур­ ном отношении различия между тонким материалом и зернами. В итоге на этом основании было выделено несколько классов пород. Класс пород, в которых опорой служат тонкие илистые компоненты, включает два типа: 1) мадстоун, в котором основу составляет тонкий карбонатный ил, а частицы размером крупнее 0,02 мм (зерна) рассеяны в основной массе и составляют не более 10%, 2) вакстоун содержит более 10% зерен, рассеянных в иле так, что они не могут образовать

каркас. Признаком другого класса пород служит каркас из взаимоопирающихся зерен. Сюда входят пакстоун, в межзерновых промежутках которого содержится некоторое количество пелитового карбонатного материала, и грейнстоун, не содержащий ила в межзерновых проме­ жутках. Р. Данхэм отмечает, что отложения, почти не содержащие тонкого ила, образуются не только при большой подвижности воды, но и тогда, когда скорость накопления детрита выше, чем скорость осаждения ила, а также при вымывании ила из ранее отложенных осадков. Во всех перечисленных типах известняков первичные струк­ туры распознаваемы. Перекристаллизованные разности рассматрива­ ются в группе измененных карбонатных пород.

Происхождение и размещение карбонатов кальция в бассейнах осадконакопления. Формирование и размещение известковистых осад­ ков зависит от климата, состава вод, характера бассейна седимента­ ции. Карбонатонакопление происходит в аридных и теплых гумидных областях. Карбонаты кальция в обеих областях образуются в озерах, во внутриконтинентальных морях и заливах, в краевых морях и океанах. В аридной зоне, помимо того, карбонаты образуются на поверхности суши.

Накопление карбонатов кальция в озерах наблюдается в переход­ ной области от гумидной зоны к аридной. Здесь в озерах с жесткой водой известковые осадки накапливаются непосредственно после полосы песчаных осадков среди подводных зарослей. По мере движе­ ния в более глубокие части бассейна содержание извести в осадках убывает. Аналогичным образом распределяются известковые осадки в опресненных внутриконтинентальных морях типа Балтийского.

В краевых морях нормальной солености, расположенных в умерен­ ном климате, карбонатонакопления практически не происходит, но в более теплом климате накопления CaCO3 развиты не только в при­ брежной зоне, но и в пелагиали.

Преимущественно к глубоководным частям приурочены карбонат­ ные осадки во внутреннем Черноморском бассейне и Средиземном море, которое обладает многими морфологическими чертами океана. В океанах современные осадки, обогащенные карбонатом кальция, тяготеют к удаленным от берега частям в низких широтах. Приурочен­ ность высококарбонатных осадков к более удаленным от берега частям морей и океанов объясняется уменьшением в этих частях разбавляющего действия терригенного материала, в чем отчетливо проступает связь карбонатных осадков с морфологией побережья. Чем более гориста водосборная часть, чем энергичнее на ней идет денуда­ ция, чем больше на ней рек, тем дальше отступают от побережья карбонатные осадки. При плоском побережье, малом количестве рек карбонатные отложения приближаются к берегу.

Главная роль в аккумуляции карбонатов принадлежит морским

бассейнам. Поверхностная морская вода при температуре +25"C пере­ сыщена главными карбонатными минералами - арагонитом, кальци­ том и доломитом. Однако химическое осаждение карбонатов даже в морях тропиков и субтропиков незначительно по сравнению с его биогенным осаждением.

Среди современных осадков сугубо биогенные карбонаты форми­ руются на шельфах морей в умеренном гумидном климате. Биогенные пелагические карбонаты (кокколитовые и фораминиферовые илы) широко распространены в океанах, где они приурочены к системам срединно-океанических хребтов и районам апвеллингов. Биогенное карбонатонакопление на шельфах субтропической и тропической зон сопровождается осаждением хемогенного CaCO3 . Для этих зон харак­ терно образование гигантских карбонатных тел, выделяемых как карбонатные платформы, крутые шельфовые склоны которых окаймлены органогенными постройками.

Химическое осаждение CaCO3 из морских вод в настоящее время происходит в форме арагонита и определяется реакцией

кальция нат-ион кальция кислота

Анион HCO3 образуется в результате следующих реакций: CO2 +

H2 O H 2 C O 3 , H 2 C O 3 H + + H C O 3 - , H + + CO3 2 HCO 3 - .

Осаждению CaCO3 способствует снижение содержания в растворе CO2 , т. е. уменьшение его парциального давления и увеличение рН вод. Этому благоприятствуют повышение температуры воды и органи­ ческий фотосинтез.

На глубине 3,5-5 км карбонаты кальция в илах встречаются редко, что связано с их растворением в холодных глубинных водах в условиях возросшего парциального давления углекислоты CO2 и пониженного рН.

Глубина, на которой, согласно данным микроскопических иссле­ дований, резко ускоряется растворение известковых раковин, назы­ вается лизоклином (уровень этот несколько различается для скелетов разных организмов). Глубина, на которой CaCO3 исчезает из осадков, называется уровнем компенсации карбонатонакопления. На этом уровне, глубина которого в разных частях Мирового океана колеблет­ ся от 3,8 до 5,2 км, скорость поступления карбонатного материала равна скорости его растворения.

Помимо морских седиментационных накоплений карбонатов кальция, возможно образование их в континентальных условиях жарких областей с чередованием сухих и дождливых сезонов. Здесь в приповерхностных слоях обломочных горных пород, содержащих CaCO3 , возникают иллювиальные конкреционно-цементационные

известковистые образования - каличе. Каличе формируется в резуль­ тате растворения карбоната кальция грунтовыми водами и последую­ щего его выделения из испаряющихся насыщенных растворов. Только что возникшее каличе имеет белый цвет, оно пылевидное и хрупкое. Когда поверхность каличе открывается в результате разрушения прикрывающего его слоя почвы, пылевидный кальцит рекристаллизуется и образует плотный известняк с брекчиевидной текстурой.

Среди других континентальных карбонатных образований выделя­ ется нари - карбонатная кора, состоящая из незамещенных обломков первичной породы, окруженных мелкой сетью известковых прожил­ ков. Биохемогенные континентальные отложения - травертины и их высокопористые разности - известковые туфы, выпадают из вод источников, рек, озер и нередко приурочены к карстовым полостям в виде колломорфных натечных образований.

Постседиментационные преобразования известковых отложений. Особенности диагенеза карбонатных осадков обусловлены минераль­ ной и химической неустойчивостью их компонентов, по отношению к которым активным агентом преобразований является вода. Карбонат­ ные осадки в итоге уже на ранних стадиях преобразований могут претерпеть сильные изменения. Сущность процесса диагенеза этого осадочного материала - тесно взаимосвязанные цементация и литификация. Уплотнение при этом играет менее значительную роль. Экспе­ риментальное уплотнение различных карбонатных осадков свидетель­ ствует о том, что мощность их сокращается быстро, от 30 до 5%. Как показал М. Р. Лидер , характер литификации карбонатов определен­ ным образом связан со средой осадконакопления и имеет свои особен­ ности в ряду обстановок от пляжа и рифов до океанических глубин.

Выше уровня прилива и зеркала грунтовых вод в надприливной полосе формируется бич-рок, т. е. сцементированные пляжные карбо­ натные пески. Интенсивная литификация карбонатных осадков в приливно-отливной (литоральной) полосе осуществляется под влияни­ ем их периодического осушения, смешения морских вод с пресными, под влиянием бактериально-водорослевой активности и биохимичес­ ких процессов. Цементация обломочных карбонатов обусловлена выпадением из поровых растворов в межзерновых промежутках игольчатого арагонита в виде корочек и магнезиально-кальцитового микрита. Таким образом, породы близки по виду к бич-року.

Литификация слоистых карбонатных осадков сублиторальной зоны происходит в условиях постоянного контакта с морскими вода­ ми. Придонная литификация такого типа наблюдается в настоящее время в Персидском заливе на глубинах от 1 до 60 м, где пласты сцементированных обломочных известняков с песчано-алевритовой структурой, называемых также калькаренитами, образуют пласты толщиной 5-10 см. Цементирующий материал в этих образованиях

представлен радиально-волокнистым или равнокристаллическим высокомагнезиальным кальцитом; размеры частиц - 1 - 7 мкм. Сцемен­ тированный у поверхности дна карбонатный осадок представляет по существу "каменное дно" - хардграунд. Под хардграундом залегают менее консолидированные осадки. По мере роста пористости отложе­ ний исчезает сплошность их цементации, приводя к пятнистому развитию хардграунда.

Диагенетические изменения органогенных построек проявляются в смене генераций цемента, сопровождающихся растворением и трансформацией корбонатов. В итоге этих процессов органогенный каркас превращается в плотный рифогенный известняк, частично перекристаллизованный и доломитизированный.

Подводная приповерхностная литификация глубоководных осадков обнаружена во многих районах Мирового океана. Например, литифицированные глобигериновые илы в Средиземном море и Атлан­ тическом океане отмечены на глубинах от 200 до 3500 м, где они представлены перекристаллизованными микритами, содержащими в своем составе высокомагнезиальный кальцит и доломит. Иногда они окрашены за счет оксидов Fe и Mg и включают конкреции этих окси­ дов.

Заключая характеристику стадии диагенеза, следует отметить, что в колонках современных морских карбонатных осадков с различных глубин нередко чередуются поверхностно литифицированные и нелитифицированные разности. На основании этого возникло предположе­ ние, что поверхностная литификация не зависит от глубины и опреде­ ляется прежде всего замедлением или временной приостановкой осадконакопления. Литификация же в зависимости от уровня погру­ жения осадков начинается с глубины около 0,8 км, что установлено по ряду скважин, вскрывших пелагические карбонатные отложения в Тихом океане. С указанной глубины по мере превращения пелагичес­ ких известковых илов в известняк, раковинки частично растворяются и деструктируются, переходя в микритовую массу, включающую кристаллы кальцита разного размера. Таким образом, характер диаге­ нетических изменений тесно связан с обстановками седиментации и структурно-минералогическими особенностями известковых отложе­ ний.

Катагенетические изменения карбонатных пород проявляются в изменении морфологии и величины их компонентов, перераспределе­ нии карбонатного вещества в пределах пласта или толщи. В случае привноса-выноса вещества развиваются выщелачивание, замещение одних минералов другими, заполнение пустот карбонатными и други­ ми минералами.

Известняки в зоне катагенеза очень часто перекристаллизовываются, т.е. происходит увеличение размеров зерен CaCO3 . Морфологичес-