Атлас текстур и структур осадочных горных пород. Часть 2

Подождите немного. Документ загружается.

сферолитовые, инкрустационные; 2) органогенные (преимущественно

доломиты замещения); 3) комковатые, сгустковые; 4) обломочные.

Для всех групп указаны соответствующие им структуры (табл. XX).

В противоположность известнякам в этой схеме на первом месте стоят

Континентальные Промежуточные Морские

Рис.

26.

Локализация магнезиальных карбонатных отложений

типы метасамата-

ческюй доломитизации.

R. W.

Fairbridge (1957)

Таблица

Типы доломитовых пород

структуры доломитов, представленные

во второй части „Атласа"

Доломиты

Структура

Кристаллически-зерни-

стые

(в том

числе

до-

ломиты замещения)

Кристаллически-зерни-

стая

(в том

числе

ре-

ликтовая)

Пелитоморфная

< 0,01 мм

Неравнозернистая

Порфировидная

Пойкилобластовая

Оолитовые

Оолитовая (первичная

реликтовая оолитовая)

Крупноолитовая

(и

реликтовая крупноолитовая)

Сферолитовые

Сферолитовая

Инкрустационные Инкрустационная

Органогенные (преиму-

щественно доломиты

замещения)

Органогенная

релик-

товая органогенная

Зоогенная

(в

основном реликто-

вая) биоморфная, биоморфно-

детритовая,детритовая

копро-

литовая

Фитогенная

(и

реликтовая фито-

генная)

—

водорослевая, стро-

матолитовая, онколитовая

С Problematica (органо-

генного происхожде-

ния?)

Органогенно-проблематическая

Комковатые, сгустковые

Комковатая

Сгустковая

Обломочные (механо-

кластические)

Обломочная Щебневая

Галечная

Гравийная

Псаммитовая

Алевритовая

120

http://jurassic.ru/

У"

Ионы

магния

\в

моршй\

Отложения

магнием

| |

Доломитовые

отложения

точнини

магния^.

Упаривание

Теооломитизация

Ъиротермалбные

Связанные

с ин- /

тррзиями

Рис.

27. Схема эволюции шорских магнезиальных карбонатных осадков — от стадии

седиментогенеза до стадии гипергенеза '(только для морских бассейнов; лагунные,

озерные и гидротермальные образования не показаны). R. W. Fairbridge (1957)

http://jurassic.ru/

кристаллически-зернистые доломиты, на втором — органогенные. Такой

порядок обусловлен прежде всего особенностями происхождения доло-

митов, среди которых первичнодоломитовыми чаще являются кристал-

лически-зернистые разности, органогенные же представляют собой

главным образом вторичные образования.

Ш\

0,001 \

§1

3Zm

Из

••\v

г?

1§1

W ft 12 Id М 15 16 /7 18

ш< ш*

шш*

0,1 \

\о,т

0,001\

Рис.

28. Схема сопоставления классификаций — структур кристаллически-зернистых кар-

бонатных пород (по данным различных авторов)

Структуры:

/ — очень грубозернистая, 2 — грубозернистая, 3 — крупнозернистая, 4 — средне-

зернистая,

б — мелкозернистая, б — очень мелкозернистая, 7 — тонкозернистая, 8 — очень тонко-

зернистая,

9 — микрозернистая, 10 — пелитоморфная, Л — коллоидная. 4. Монти внутри каждой

группы

выделяет очень тонко-, тонко-, средне- и крупнозернистые разности, границы между ко-

торыми

указаны пунктиром. Границы средне- и крупнозернистых рудитов —16 мм.

Доломиты, образовавшиеся в результате замещения доломитом

кальцита, в случае значительной (>50%) или почти полной доломи-

тизации следует называть известковистыми доломитами замещения

с указанием, где это возможно, породы, подвергавшейся доломитиза-

ции (например доломит замещения, образовавшийся по органоген-

ному известняку \ или доломит замещения, образовавшийся по ооли-

товому известняку и т. п.).

Следует учесть, что и в органогенных известняках скелетные остатки организ-

мов могли быть первоначально сложены другими модификациями карбоната кальция,

но такого рода перекристаллизации в шлифах обычно не наблюдаются.

122

http://jurassic.ru/

ТИПЫ ДОЛОМИТОВЫХ ПОРОД И СВОЙСТВЕННЫЕ ИМ СТРУКТУРЫ

Кристаллически-зернистые доломиты (табл. 157—161)

Структуры широко распространенных кристаллически-зернистых

доломитов могут быть самого различного происхождения — седимен-

тационные, диагенетические и эпигенетические.

Имеется много различных классификаций кристаллически-зерни-

стых карбонатных пород по зернистости. Выделяя по размеру зерен

группы карбонатных пород, одни авторы пытались связать их с гене-

тическими типами известняков (доломитов), другие считали необхо-

димым придерживаться десятичной системы фракций крупности зерен,

чтобы приблизиться к наиболее распространенной классификации

обломочных пород (где, кстати, также нет единообразия). Впервые

выделение структурных групп среди кристаллически-зернистых карбо-

натных пород с учетом общих генетических признаков было сделано

Б. Татарским (1959).

Естественной основой классификации известняков и доломитов по

зернистости может быть распространенность, т. е. преобладание и

частота встречаемости тех или иных гранулометрических фракций;

при этом, конечно, необходимо выбрать типические геологические

условия и некую середину разнообразия по возрасту, степень изменен-

ное™ и пр., а также принимать во внимание литолого-петрографиче-

скую изученность данного типа осадочных пород.

Разработанные на основе исследований карбонатных толщ сред-

него и верхнего палеозоя Русской платформы, палеогена Средней

Азии и нижнего палеозоя Сибирской платформы классификации

М. С. Швецова, Г. И. Теодоровича, В. Б. Татарского, К. К- Зеленова

и некоторые другие могут служить примером разработанных схем

подразделений хорошо изученных толщ карбонатных пород.

Само собой разумеется, что естественную классификацию грануло-

метрических подразделений для карбонатных осадочных горных пород

в будущем следует разработать на основе систематического изучения

более массового материала, например путем составления диаграмм

для множества гранулометрических анализов (с подсчетами в шли-

фах),

по хорошо изученным природным стратиграфическим и фациаль-

ным комплексам, до некоторой степени подобно тому, как это сделано

для обломочных осадочных пород Н. В. Кирсановым, Ю. В. Семен-

товским и др. (см. «Атлас», ч. 1, стр. 13).

Принятая классификация карбонатных пород по размеру зерен

(табл. XXI) составлена с учетом названных классификаций, а также

на основании материала, приведенного в «Атласе».

Различным генетическим группам карбонатных пород, как уже

упоминалось, свойственны довольно определенные гранулометрические

фракции. Предполагается, что размеры зерен первичного хемогенного

доломита (табл. 157) обычно не превышают 0,01 мм. Но в этом,

однако, не может быть полной уверенности. Если первичный осадок

был коллоидальным (<0,001—0,005 мм), увеличение размеров зерен

до 0,01 мм могло произойти вследствие очень ранней перекристалли-

зации. Эта граница, отвечающая максимальному размеру зерен седи-

ментационных хемогенных доломитов, по данным некоторых авторов

должна располагаться несколько выше. Я- К. Писарчик (устное сооб-

щение) поднимает этот предел до 0,02 мм, К. К- Зеленов (Архан-

гельская и др., 1960) до 0,02—0,05 мм, Ю. А. Ходак (1961

) до 0,05 мм,

C. Е. Колотухина (1956) до 0,03 и даже до 0,08 мм.

К- Деффей, Ф. Лючиа и П. Вейль (Deffeyes а. о., 1964), изучавшие

на Антильских островах в зоне прилива и отлива современные илы,

состоящие из гипса, арагонита, кальцита, доломита, пришли к выводу,

что очень мелкие размеры зерен доломита еще не являются доказа-

123

http://jurassic.ru/

Таблица XXI

Структуры кристаллически-зернистых карбонатных пород

Схема, принятая в „Атласе" (ч. 2)

Размер зерен,

мм

Схема В. Б. Татарского (1959)

Крупно- и грубозернистая

> 0,50 мм

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Грубозернистая

> 1 мм

Крупно- и грубозернистая

> 0,50 мм

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Крупнозернистая

Среднезернистая

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Крупнозернистая

Среднезернистая

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Среднезернистая

Мелкозернистая

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Среднезернистая

Мелкозернистая

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Мелкозернистая

Пелитоморфная

< 0,01 мм

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Тонкозернистая

Пелитоморфная

< 0,01 мм

1,00

0,50

0,25

0,10

0,05

0,01

0,001

Коллоидная

< 0,001 мм

тельством его первичного (седиментационного) происхождения. Ими

установлено образование в илах указанного состава тонкозернистого

(около 2 р.) доломита замещения. Доломит развивается по кальциту,

слагающему раковинки, и вполне аналогичен древним тонкозернистым

доломитам, рассматриваемым как первичные. Доломитизация в той

или иной степени консолидированных осадков здесь происходила

в фазах отлива; воды засолоненных озер, расположенных цепочкой

вдоль берега, просачивались в направлении берега сквозь образовав-

шиеся в литоральной зоне кальцитовые осадки.

Особый случай образования яснозернистых первичных доломитов

смешанного генезиса приводит Г. И. Теодорович (1950). Этот процесс

Г. И. Теодорович на первой стадии рассматривал как осаждение пер-

вичного хемогенного доломита в виде мелких кристалликов, в даль-

нейшем, разрастаясь на дне лагун, кристаллики увеличивались в раз-

мерах и приобретали идиоморфные очертания.

К- К- Зеленов (Архангельская и др., 1960) среди нижнекембрий-

ских отложений на юге Сибирской платформы наблюдал известково-

доломитовые породы, по его мнению, седиментационные, с размерами

зерен от 0,02 до 0,05 мм, редко до 0,08 мм. В то же время в литературе

встречаются описания мелкозернистых доломитов замещения, образо-

вавшихся в процессе доломитизации известкового материала (Кузне-

цова, Игнатьев, 1964 и др.).

Форма мелких кристаллических зерен первичных хемогенных седи-

ментационных доломитов неправильная, неправильно-ромбоэдрическая,

иногда ромбоэдрическая, в центре зерен нередко присутствуют точеч-

ные бурые включения.

Р.

Сёдзи и Р. Фолк (Shoji, Folk, 1964) с помощью электронного

микроскопа получили реплики (табл. 157, фиг. 2) с увеличением

в 1900 раз для предположительно седиментационного (первичного)

доломита, на которых видна ромбоэдрическая и несовершенно-ромбо-

эдрическая форма зерен. В доломитах замещения в отличие от пер-

вичных ромбоэдры отсутствуют (табл. 157, фиг. 8).

Характеристика структур и структурных признаков первичных

микрозернистых и перекристаллизованных доломитов дана в работе

В.

Г. Махлаев (табл. XXII). Следует заметить, что выделение В. Г. Мах-

124

http://jurassic.ru/

Таблица XXII

Структуры первичных микрозернистых и

перекристаллизованных доломитов (по В. Г. Махлаеву, 1964)

Признаки, по которым выде-

ляются структуры

Структуры

Абсолютные размеры зе-

рен

Микрозернистая первичная (ме-

нее 0,005 мм)

Микрозернистая структура пе-

рекристаллизации (0,005—

0,01 мм)

Тонкозернистая (0,01—0,1 мм)

Мелкозернистая (0,1—0,25 мм)

Среднезернистая (0,25—0,5 мм)

Относительные размеры

зерен

6. Равнозернистая

Разнозернистая

Степень перекристалли-

зации микрозернистого

материала

8. Полновтью перекристаллизован-

ные доломиты

9. Частично перекристаллизован-

ные доломиты (микро-тонкозер-

нистая структура)

Форма зерен

10.

Многоугольно-ромбоэдриче-

ская

11.

Неправильно-многоугольная

12.

Мраморовидная

13.

Округло-многоугольная (ок-

ругло-зернистая)

14.

Призматическая

Характер очертаний зе-

рен

15.

Контуры зерен отчетливые

16.

Контуры зерен неясные

Строение зерен

17.

Зерна однородные

18.

Зерна с включениями более

мелких зерен доломита с дру-

гой оптической ориентировкой

19.

Зерна с доломитовым ядром

20.

Зерна со светлой наружной

каемкой

Распределение глини-

стого вещества

21.

Глинистое вещество образует

точечные включения, равномер-

но распределенные в зернах

доломита

22.

Точечные включения глини-

стого вещества образуют сгу-

щения

23.

Глинистое вещество образует

сплошной комок в ядрах зерен

доломита

24.

Глинистое вещество образует

тонкую сетку между зернами

доломита

http://jurassic.ru/

лаевым микрозернистых (0,005—0,01 мм) первичных и перекристаллизо-

ванных доломитов вряд ли целесообразно, — далеко не всегда имеются

достаточно веские доказательства, позволяющие отличить доломиты

неперекристаллизованные от перекристаллизованных. В настоящее

время это различие выявляется более четко при очень больших увели-

чениях с помощью электронной микроскопии. Первичный седимента-

ционный характер доломитов лишь в редких случаях не вызывает

сомнения (например при наличии тонкого переслаивания доломитов

и известняков). Явно последующие процессы образования доломита

часто устанавливаются с полной достоверностью там, где хорошо

видно образование доломита по кальциту, где наблюдаются реликты

кальцита, первоначально слагавшего породу.

Полагают, что размеры зерен диагенетических доломитов могут

меняться в значительных пределах (по данным различных авторов,

от 0,01 до 0,10 мм). В. Б. Татарский (1959) высказал предположение

о возможности образования раннедиагенетических доломитов с вели-

чиной зерен <0,01 мм. Диагенетическим доломитам, вероятно, наибо-

лее свойственна полиэдрическая (близкая к округлой), неправильно-

ромбоэдрическая и иногда ромбоэдрическая форма зерен (табл. 157,

фиг. 4—8). Зерна обычно мутные, содержащие включения пылевид-

ного карбоната. Наличие светлых каемок вокруг зерен доломита, по

мнению С. Г. Вишнякова (1956), свидетельствует о более поздней

эпигенетической раскристаллизации породы.

Для эпигенетических доломитов, по-видимому, наиболее характерны

зерна величиной 0,05 мм и несколько более. За верхний предел

В.

Б. Татарский предлагает принять 1 мм, так как более крупнозерни-

стые структуры чаще встречаются в метаморфизованных карбонатных

породах.

Форма зерен преимущественно ромбоэдрическая или близкая

к ней, часто развиваются зональные ромбоэдры. Характерны много-

кратная зональность, скопление окислов железа или пелитоморфного

карбоната в центральной части зерен.

Идиоморфную, ромбоэдрическую форму зерен доломита и их при-

мерно равные размеры Г. И. Теодорович (1950) считает признаками

незавершенной доломитизации известкового материала, их свободного

роста в еще мягкой, неуплотненной среде. В эпигенезе, как полагает

Г. И. Теодорович, развитие правильных идиоморфных зерен доломита

было затруднено (зерна мешали друг другу). Образование мутных

зерен доломита с нерезкими контурами, по Г. И. Теодоровичу (1950),

наиболее возможно в свежем осадке, а формирование бесцветных,

четко оконтуренных ромбоэдров — в начальный период твердения ила;

зональность ромбоэдров доломита может свидетельствовать о двух-

и даже о трехфазной доломитизации замещения.

Установлено, что чем более мелкозернист кальцит, тем легче он

подвергается доломитизации. И наоборот, замещение доломитом более

крупнозернистого кальцита, при прочих равных условиях, будет про-

исходить значительно дольше. Вновь образовавшийся доломит бывает,

как правило, всегда крупнее кальцита, по которому он развивается.

Доломитам замещения при незавершенной доломитизации свой-

ственны разнозернистые, в том числе порфировидные структуры

(табл. 160). Остатки незамещенного кальцита в таких породах содер-

жатся в виде отдельных участков, скоплений зерен.

Разнозернистые структуры образуются также при доломитизации

первоначально неоднородного известкового материала — кристалличе-

ски-зернистого, органогенного, кристаллически-зернистого с оолитами,

различными сгустками, обломками карбонатных пород и пр.

Инкрустационные структуры, редко встречающиеся в доломитах,

наблюдаются при обрастании стенок пустот (главным образом вторич-

126

http://jurassic.ru/

ных),

трещинок в виде корочек, покрывающих гальки, песчинки,

оолиты, сферолиты, онколиты (табл. 169, 170), скелетные остатки

организмов и их обломки, в строматолитовых постройках. Корочки

состоят из перпендикулярно ориентированных к их поверхности тонко-

волокнистых или удлиненных зерен доломита, из радиально-лучистых

стяжений.

Инкрустации доломита, образующиеся в широком диапазоне —

от стадии седиментации до стадии эпигенеза включительно, могут

развиваться в водных бассейнах или в континентальных условиях при

циркуляции магнийсодержащих вод.

Доломитовые корки были встречены С. О. Шлянгером (Schlan-

ger, 1963) в третичных—современных рифах атолла Фунафути в Тихом

океане (табл. 169, фиг. 1, 2). Г. И. Теодоровичем (1950) описаны

инкрустации доломита в верхнепалеозойских ишимбаевских рифах,

среди которых выделен «доломит обрастания стенок пустот затвердев-

шего осадка или породы» (табл. 170, фиг. 1, 2) и корковый (инкру-

стационный) доломит. В первом случае доломит нарастает в виде

радиально-лучистых пучков секториальной или полушаровой формы,

во втором — он параллельно-волокнист.

Иногда в доломитах встречаются сильнотрещиноватые зерна

(табл. 161). Трещиноватость, нередко очень грубая, маскирующая

кристаллографические формы зерен, могла возникать, по-видимому,

под влиянием различных причин. И. К. Королюк (1956) предполагает

связь микротрещиноватости, замеченной ею в нижнекембрийских

доломитах Присаянья (табл. 161, фиг. 3, 4), с динамометаморфизмом.

Другие исследователи (Хворова, 1958; Филиппова и др., 1958) отме-

чают трещиноватость по спайности в сильно разрушенных зернах

доломита (табл. 161, фиг. 2).

Все перечисленные выше структурные особенности различных

генетических типов доломитовых пород часто уничтожаются после-

дующими процессами перекристаллизации и иногда, возможно, гра-

нуляции.

Явления перекристаллизации широко распространены в карбонат-

ных породах. Как известно, перекристаллизация является одной из

сторон взаимосвязанных процессов: растворения — осаждения-—кри-

сталлизации. В результате перекристаллизации, которая могла,

вероятно, происходить в самом раннем диагенезе и особенно в более

поздние стадии жизни породы, возникали различные кристаллически-

зернистые структуры доломитов.

Г. И. Теодорович (1950, стр. 59) допускает широкую перекристал-

лизацию доломитов, но только в эпигенезе, главным образом в связи

с метаморфизмом (динамическим, контактным или глубинным), в отли-

чие от перекристаллизации кальцита, распространенной и среди нор-

мальных осадочных толщ. О первичном облике породы и отчасти

о времени перекристаллизации свидетельствуют присутствующие

иногда в породе реликты исходного материала. Так, например, нали-

чие реликтов пелитоморфного и микрозернистого доломита в ясно-,

равномернозернистой перекристаллизованной доломитовой массе яви-

лось одним из признаков, подтверждающим предположение К. К. Зе-

ленова (Архангельская и др., 1960) о перекристаллизации породы

(в период диагенеза).

Перекристаллизации, по мнению большинства исследователей

(Каледа и др., 1958), препятствует наличие в породе примесей, не

способствующих растворению слагающих ее минералов. Такие примеси

в перекристаллизованных породах оттеснены к периферии зерен, бла-

годаря чему зерна становятся чище, светлее. Противоположного мне-

ния придерживается В. Н. Логинова (1957), наблюдавшая среди отло-

жений кыновской свиты, на востоке Татарии, пятнистоокрашенные

(127

http://jurassic.ru/

(псевдобрекчиевые) доломиты. Порода состоит из светлых участков

пелитоморфного и тонкозернистого сложения и разнозернистой темно-

серой доломитовой массы, в значительно большей степени перекри-

сталлизованной. Темная окраска связана с присутствием битуминоз-

ного и глинистого вещества. Очевидно, перегруппировка примесей

в процессе изменения доломитовой породы может идти в разных

направлениях — то к периферии, то к середине центров превращения.

Первичная неоднородность структуры доломитов (реликтовая

органогенная, обломочная, строматолптовая, разнозернистая), вероят-

но,

способствовала перекристаллизации.

Принято считать, что наиболее

ранним стадиям перекристаллиза-

ции соответствуют более мелкозернистые структуры

; в эпигенезе под

влиянием динамометаморфизма образуются, как правило, крупнозер-

нистые перекристаллизованные карбонатные породы. Следует отметить,

что вопреки этому широко распространенному и в ряде случаев обос-

нованному мнению перекристаллизация литифицированных пород

в условиях только динамометаморфизма далеко не всегда сопровож-

далась укрупнением карбонатных зерен. Примером могут служить

такие древнейшие породы, как верхнепротерозойские саткинские доло-

миты Южного Урала, среди которых распространены тонко- и мелко-

зернистые разности (Грачева, 1933).

Среди крупнозернистых доломитов имеются примеры их образо-

вания в различных условиях —в диагенезе (Ноинский, 1913; Страхов,

1956i,2)

и в более поздние стадии. В различных условиях могли, оче-

видно, формироваться и мраморовидные доломиты.

Перекристаллизованным доломитам свойственна неправильная

форма зерен, под микроскопом контуры зерен слабоизвилистые, угло-

ватые. Благодаря неровным, извилистым ограничениям плотно приле-

гающих друг к другу зерен в перекристаллизованных и мраморовид-

ных доломитах породы эти обладают высокой прочностью, вязкостью.

Мраморовидные доломиты отличаются присутствием полисинтети-

ческих двойников. Наблюдаются пятнисто-перекристаллизованные

доломиты.

Замеченная В. Г. Махлаевым удлиненная форма зерен в верхне-

девонских доломитах Рязанской области (табл. 208, фиг. 3, 4) связана,

возможно, не с перекристаллизацией, как предполагает автор, а с явле-

ниями метасоматоза доломита по ангидриту (устное сообщение

Я.

К. Писарчик).

Оолитовые доломиты (табл. 162—167)

Породы, основная масса которых состоит из округлых или эллип-

соидальных концентрически наслоенных доломитовых тел, величиной

не более 1 мм в диаметре, называют оолитовыми, свыше 1 мм —

крупноолитовыми доломитами, а их структуры оолитовыми и крупно-

оолитовыми. Степень насыщенности породы оолитами бывает различ-

ной— оолиты либо плотно прилегают друг к другу, либо разобщены

(базальный цемент), иногда настолько, что составляют всего 50%

породы. Там, где оолиты прилегают плотно, промежутки между ними

иногда ничем не выполнены. Доломитовый цемент в этом случае обра-

зует лишь тонкие кристаллические корочки, покрывающие поверхность

оолитов (крустификационный цемент), или присутствует только в ме-

стах их соприкосновения (контактовый цемент).

Оолиты, как правило, хорошо сортированы по величине, но иногда

их размеры могут значительно меняться даже в пределах одного

образца (табл. 162; табл. 163, фиг. 1—3; табл. 165, фиг. 1, 4).

Г. А. Каледа (1955) указывает на зависимость мелкозернистых структур от

присутствия в породе глинистых, кремнистых и битуминозных примесей.

128

http://jurassic.ru/

Среди оолитовых и крупноолитовых доломитов в зависимости от

способа их образования выделяют первичные (табл. 163; табл. 164,

фиг. 1—4) и вторичные (табл. 165, 166) породы. Генезис первичных

оолитовых доломитов, по-видимому, ничем существенно не отличается

от генезиса аналогичных известняков. Так же как и оолитовые извест-

няки, они являются хемогенными породами, возникшими, по мнению

большинства исследователей, главным образом в подвижной среде,

в прибрежной зоне бассейна. Оолиты могли также формироваться и

из вод минеральных источников (Виноградов, 1961) Однако возмож-

ность образования оолитов первоначально доломитового состава при-

знается далеко не всеми исследователями. Б. П. Кротов (1925),

Л.

Кайе (Cayeux, 1935), Г. И. Теодорович (1950), В. Р. Вильяме и др.

(1957) вообще отрицают существование таких пород и рассматривают

все оолитовые доломиты как продукт доломитизации оолитовых извест-

няков. В то же время В. Б. Татарский (1939), Л. В. Пустовалов

(1940,

ч. 2), Л. И. Салоп (1954), Ю. А. Ходак (1962

), Я. К. Писар-

чик (устное сообщение) считают, что в природе имеются первичные

оолитовые доломиты. Такая точка зрения подтверждается эксперимен-

тами Е. В. Рожковой и Н. В. Соловьева (1937), которым удалось

опытным путем получить доломитовые оолиты и сферолнты в коллоид-

ной среде при смешивании в соответствующих пропорциях двух рас-

творов со специально подобранными составами. О первичной природе

оолитовых доломитов, по мнению Ю. А. Ходака (1961

) и В. Б. Татар-

ского (1939), свидетельствует наличие битума в отдельных оболочках

оолитов (табл. 164, фиг. 3).

Редкий случай образования современных магнезиальных и еди-

ничных магнезиально-доломитовых оолитов был отмечен Д. А. Виталь

(1948) в неподвижной или малоподвижной среде, в толще грунта

оз.

Малинового, расположенного в южной части Кулундинской степи

(Алтайский край).

Доломит, первоначально слагавший оолиты, обычно пелитоморф-

ный и микрозернистый. Оолиты, существенно не затронутые какими-

либо вторичными изменениями, имеют хорошо выраженное концентри-

чески-скорлуповатое сложение. В отличие от большей части кальцито-

вых в первичнодоломитовых оолитах почти не наблюдается центров

кристаллизации, во всяком случае видимых; возможно, это были

пузырьки воздуха либо сгустки пелитоморфного карбоната.

Другая группа оолитовых доломитов (вторичных), образовавшихся

в процессе замещения оолитовых известняков, распространена значи-

тельно шире и описана очень многими исследователями. Структуры

таких доломитовых пород являются унаследованными — реликтовыми

оолитовыми и реликтовыми крупноолитовыми.

Доломитизация оолитовых известняков могла происходить, ве-

роятно, как в самом раннем диагенезе (почти отвердевшие оолиты

в полужидком илу), так и в более поздние стадии жизни породы. При

этом первичное строение кальцитовых оолитов сохранилось, по-види-

мому, тем хуже, чем позже они замещались доломитом. Доломитиза-

ция оолитовых известняков может быть полной и частичной. В послед-

нем случае она обычно имеет избирательный характер — доломит

замещает либо оолиты, либо цемент.

Детальное описание оолитовых доломитов замещения имеется

в работе Б. П. Кротова (1925), изучавшего эти породы в верхнеперм-

ских отложениях казанского яруса в Среднем Поволжье. В зависимо-

сти от структурных особенностей оолитов автор выделяет:

Подробный обзор существующих по этому вопросу взглядов приводится в на-

стоящей работе.

9 Зак. 5« 9 129

http://jurassic.ru/