Хемогенные известняки

Эти породы представляют собой микрокристаллические отложения, в которых преобладает мелкий известковый ил. Литифицированные аналоги представлены кальцилютитами, микритами, мадстонами и иногда ваккитами (две последние разновидности только в понимании классификации Данема). В современных отложениях индивидуальные арагонитовые частицы можно обнаружить только под электронным микроскопом, тогда как в древних породах эти частицы часто увеличиваются в размерах при диагенетических процессах, так что зернистые структуры можно видеть под оптическим световым микроскопом (рис. 8.17).
Аллохемы любых типов присутствуют лишь в небольшом количестве или совсем отсутствуют. Шпатовый кальцит обычно встречается только в том случае, если текстура первичного ила была нарушена донными течениями, выделениями газовых пузырьков или деятельностью организмов, особенно водорослей. Текстуры, возникающие при этих деформациях, известны как текстуры «птичий глаз», и они характерны для литоральных и надлиторальных отложений. Фолк выделяет такие илы с нарушенной текстурой как дисмикриты.
Тонкозернистый карбонатный ил накапливается в низкоэнергетических обстановках, в которых нет сильных течений, вызывающих размыв. Обычно это защищенные мелководные лагуны и шельфы и более глубоководные бассейны дальнего прибрежья. Глубоководные разновидности илов занимают депрессии на глубине более 30 м в Персидском заливе. Похожие илы встречены в троге пролива Танг на Багамских островах, причем в некоторых тонкослоистых илах распознается градационная слоистость. Это говорит о влиянии турбидитовых потоков; образующиеся отложения иногда называются аллодапными.

Отложения известкового ила, образующиеся в мелководных обстановках, описаны лучше всего, хотя их происхождение не совсем понятно. Большинство вопросов касается источника ила, Многие петрологи предполагают минеральную природу ила, тогда как другие связывают его образование с биохимическими или даже с биологическими процессами. Суждение о генезисе затрудняется тем, что условия, благоприятные для того или иного пути образования ила, благоприятны также и для других. Эти условия: наличие теплых поверхностных вод с СаСО3, ограниченная циркуляция вод и тропический или субтропический климат.
Условия, благоприятные для физико-химического, биохимического или биологического накопления ила, существуют на Большой Багамской банке, где значительная площадь морского дна западнее острова Андрос покрыта белым арагонитовым илом. Глубина вод здесь составляет около 6 м, и дно более или менее равномерно поднимается к мелководью на расстоянии около 80 км от берега. Затем дно резко погружается с градиентом 1:3 до глубины 600—1800 м. Исключительная мелководность моря сильно сокращает циркуляцию вод, и в центральной части банки воды, по существу, изолированы от вод открытого океана. Под лучами субтропического солнца температура воды летом поднимается до 31°С и происходит интенсивное испарение; так как количества осадков недостаточно для компенсации потери воды при испарении, то вода притекает из океана, и в центральной части банки вода насыщается солями (соленость >41%).
В этих широтах поверхностные воды в открытом океане уже насыщены карбонатом кальция, и всякое повышение температуры уменьшает растворимость его в воде; поэтому, как только раствор прогревается и концентрируется при течении через мелководья, избыток карбоната кальция выпадает в осадок. В спокойных и закрытых участках банки этот осадок представлен тонкими иглами арагонита длиной 1—5 мкм, образующими белые илистые отложения почти чистого карбоната кальция. Такие отложения известны как арагонитовые илы. В этих илах присутствуют в различных пропорциях фрагменты скелетных частей организмов и пеллеты, так что они могут также называться биомикритами и пелмикритами.
В отложениях Багамской банки трудно подсчитать количество арагонита, осажденного непосредственно из морской воды; разные подсчеты показывают, что содержание такого арагонита может варьировать от 0 до 50% и более. Неопределимые органогенные обломки составляют примерно 10% багамских илов, а остальная арагонитовая часть представляет собой либо химический осадок, либо неопределимые органогенные обломки, либо смесь обоих материалов. В пользу биогенного образования ила свидетельствуют известковистые водоросли, причем указывается на легкость, с которой некоторые разновидности (Penicilltis, Vdotea, Rhipocephalus, Acetabularia) после отмирания распадаются на отдельные арагонитовые иглы. Теоретические расчеты показывают, что если средняя плотность заселения водорослями достигает 2—3 растения на квадратный метр и они распределены поверх достаточно обширных участков морского дна, то скорость накопления арагонитовых игл сопоставима с известными скоростями накопления этого осадка. Однако приводимые аргументы убедительны только до тех пор, пока не будет разработан метод, позволяющий различать органогенные и неорганогенные арагонитовые иглы.
Арагонитовые иглы могут сразу же подняться со дна при каких-либо подвижках воды с образованием мутьевых облаков или карманов, известных как повеления. Эти карманы могут иметь длину несколько сотен метров и переноситься морскими течениями до тех пор, пока скорость течения и турбулентность воды не уменьшатся настолько, что суспендированный материал снова выпадет в осадок.
Перемещение арагонитовых игл к берегу приводит к постепенному наращиванию арагонитового ила в литоральных и над-литоральных маршевых зонах. Однако неясно, существует или нет дальнейшее накопление химически осажденного арагонита в верхней части литоральной зоны из-за местного бактериального воздействия.
Литифицированные карбонатные илы наиболее часто встречаются в шельфовых толщах. Примером таких отложений могут быть некоторые каменноугольные толщи. Известняки группы Ceментстон в Шотландии и северной Англии представляют собой в основном кальцитовые мадстоны, отложенные в условиях себхи и лагун и позднее частично доломитизированные.
Чистые кальцитовые мадстоны или кальцилютиты имеют светло-серую окраску и гладкий почти раковистый излом, однако небольшое количество загрязняющих примесей может придавать этим породам темную или яркую окраску. В шлифах видно, что большинство этих пород состоит из зерен размером 0,5—4,0 мкм. Однако могут присутствовать алевритовые зерна (4—60 мкм) в виде карманов и линз, а иногда они слагают основную часть пород. Эти породы пронизаны неравномерно ветвящимися тонкими жилками шпатового кальцита; эти жилки, вероятно, образовались в период превращения арагонитового ила в твердую кальцитовую породу. При этом превращении арагонита все признаки игловидной формы зерен утрачиваются, а новообразованные кальцитовые зерна быстро цементируются с образованием твердой плотной породы в результате синтаксического нарастания цемента, которое ведет к постепенному выполнению межзерновых пор. Растворение иод давлением на контактах кальцитовых зерен, видимо, играет важную роль при осаждении кальцита в процессе каемочной цементации.