Доломитизация

В большинстве случаев, если не всегда, доломитовые породы первоначально были отложены в виде известняков, которые впоследствии были преобразованы в доломиты в результате раннего или позднего метасоматического изменения. Однако среди литифицированных пород описаны такие, в которых доломит образовался в качестве первичного хемогенного осадка. В большинстве этих отложений доломиты ассоциируются с каменной солью и гипсом или ангидритом, иногда в этих породах описаны другие признаки осаждения в соленых озерах или замкнутых морях.
Сохранность текстур и структур первичных отложений в доломитах различна. Доломит обычно образует идиоморфные кристаллы даже в том случае, если они растут в твердом известняке, и именно поэтому доломитизация в основном приводит к уничтожению первичных текстур.
Часто отмечается, что процессы доломитизации воздействуют селективно на разные компоненты известняков. Доломитизация оолитов, по-видимому, часто протекает независимо и раньше процесса цементации (рис. 9.3). Большая скорость изменения оолитов, возможно, обусловлена наличием в них остатков известковых водорослей, богатых магнием. В общем арагонит изменяется легче, чем кальцит (даже если кальцит содержит много магния), а мелкозернистый плотный материал изменяется быстрее, чем крупнокристаллический.

Арагонитовые раковины, такие, как раковины гастропод и цефалопод, первыми доломитизируются, и они часто изменяются раньше, чем доломитизируется основная масса. Напротив, плотные кальцитовые окаменелости в калькаренитах часто не затрагиваются доломитизацией даже в том случае, если включающие их спарит и микритовый матрикс полностью доломитизированы. При этом образуются доломитовые породы, содержащие более или менее неизмененные окаменелости, такие, как криноидеи, плотные раковины брахиопод или кораллы ругоза.
Процесс доломитизации может сам по себе сильно изменять пористость пород. Замещение кальцита доломитом из расчета молекула за молекулу приводит к уменьшению объема на 12—13%. Теоретически это изменение должно привести к увеличению пористости в известняке с жестким каркасом на 10% или более (табл. 9.2). В некоторых аравийских юрских известняках — коллекторах нефти — установлено, что более интенсивно доломитизированные слои имеют пористость 19%; эти породы имеют также довольно высокую проницаемость.

Промежутки времени между отложением известняка и его последующей цементацией могут быть самыми различными в разных случаях. Многие тонкозернистые карбонатные осадки подвергаются доломитизации вскоре после их отложения, когда они находятся еще в неконсолидированном состоянии. В других случаях наблюдаются свидетельства того, что доломитизация имела место значительно позднее литификации породы, причем магнезиальные растворы просачивались через открытые трещины и тончайшие поры. Таким образом, следует различать ранне-диагенетическую доломитизацию, или доломитизацию, почти одновременную с осадконакоплением, и доломитизацию в консолидированных известняках, которая может быть позднедиагенетической или еще более поздней.
Выветривание доломита в присутствии пирита или сульфата может привести к обратному превращению этого минерала в кальцит. Этот процесс дедоломитизации установлен в современных отложениях Среднего Востока, в каменноугольных известняках острова Мэн и в верхнеюрских слоях Гигас в ФРГ.
Раннедиагенетическая (синседиментационная) доломитизация. Полагают, что большинство слоистых доломитов, которые сохраняют почти однородное строение на огромной площади, образовалось метасоматическим путем вскоре после отложения осадка Доломитовые породы такого типа иногда имеют большую мощность и слагают целые стратиграфические горизонты, такие, как доломиты Сейлмор (кембрий) в северо-западной Шотландии, доломиты Ламиноза (нижний карбон) в Южном Уэльсе, Магнезиальные Известняки (пермь) в северо-западной Англии и доломиты Нокс в Аппалачах в восточной части Северной Америки (рис. 9.4).

Для каждого рассматриваемого слоя доломита могут быть свои признаки почти синседиментационной доломитизации, зависящие от характерных особенностей пород. Во многих случаях достаточно стратиграфических данных, как, например, в случаях залегания доломитов между неизменными известняками, из чего можно заключить, что магнезиальные растворы не могли быть привнесены после отложения этих известняков. Наличие доломитизированных окаменелостей в пределах формации служит хорошим доказательством того, что доломит не был первичным осадком. В Южном Уэльсе в согласно перекрывающих известняках встречаются гальки доломита.
Доломитизации, почти одновременной с осадконакоплением, благоприятствуют следующие условия:
а) теплые воды с глубиной от 0 до 45 м;
б) наличие в достаточном количестве CO2, обусловливающей частичное растворение известняков и возможность химического взаимодействия с магнезиальными солями в морской воде;
в) достаточно высокая пористость известняков, позволяющая морской воде просачиваться сквозь толщу отложений;
г) достаточно медленное погружение или поднятие морского дна, что способствует полному замещению карбоната кальция двойным карбонатом кальция и магния.
К этому следует еще добавить, что 1) воды должны иметь сравнительно высокое отношение Mg : Ca, предпочтительно выше 20:1 (в обычной морской воде это отношение составляет от 3:1 до 5:1); 2) скорости образования и течения таких вод или растворов должны быть достаточно высокими, чтобы за данный промежуток времени осадок успел доломитизироваться.
Известно, что такие условия в той или иной степени достигаются на современных надлиторальных равнинах в жарких влажных районах мира, на Багамских и Антильских островах и побережье Персидского залива. Надлиторальные равнины, известные на Среднем Востоке как прибрежные себхи, расположены выше обычного уровня высокого прилива и обводняются только во время самых высоких весенних и штормовых приливов. В относительно длительные периоды времени между этими высокими приливами равнины находятся в субаэральных условиях. Поэтому слоистые известковые илы с трещинами усыхания каждый раз пропитываются обычной морской водой. Частично поровые воды почти несомненно представляют собой грунтовые воды, просачивающиеся из моря. Затем испарение приводит к увеличению концентрации солей в поровых водах близ поверхности до тех пор, пока не начинается массовая кристаллизация сернокислого кальция. Эта фиксация кальция одновременно снимает сдерживающее влияние сульфата кальция в растворе на кристаллизацию доломита и приводит к увеличению отношения Mg:Ca в остаточных рассолах. Такие условия благоприятствуют замещению кальцита доломитом в первичном осадке. На этой стадии арагонит замещается легче кальцита. В качестве доказательства этого ссылаются на селективную доломитизацию арагонитовых пеллет и выполненных арагонитом водорослевых ямок в обломках органогенного кальцита.
Содержание первичного кальцита в поверхностных слоях осадка обычно уменьшается в процессе доломитизации, что связывается с одновременными процессами выщелачивания кальцита. Ионы карбоната, перешедшие в раствор, вероятно, сразу же связываются в новообразованные зерна доломита.
В результате всех этих сложных процессов образуются очень пористые светло-бурые или серые корки, карманы и слои доломита в верхней части слоя известковых илов. Эти образования на 20—95% состоят из доломитовых ромбоэдрических кристаллов размером 1—5 мкм. На западной стороне острова Андрос на Багамах слой доломита мощностью 150 см образовался в течение последних 5000 лет.
Позднедиагенетическая и последиагенетическая доломитизация. Поздне- и последиагенетиечскую доломитизацию часто трудно распознать с уверенностью, так как она обусловлена последовательным рядом процессов, протекавших длительное время. Позднедиагенетическая доломитизация под воздействием погребенных и грунтовых вод протекает при более высоких давлениях нагрузки и термодинамических параметрах, чем раннедиагенетические изменения. Однако некоторые процессы глубинной доломитизации, вероятно, одновременны с раннедиагенетической доломитизацией в приповерхностных участках (рис. 9.5). Некоторая часть рассолов, образующихся в приповерхностных участках, возможно, просачивается вниз в подстилающие слои и приводит к образованию множества секущих доломитовых образований. Первичная слоистость может пересекаться карманами доломита, а такие образования, как оолиты, окаменелости и трещины усыхания, могут частично разрушаться. Пористость также изменяется в результате одновременного растворения карбоната кальция, хотя она может снова измениться при выделении более позднего доломита или кальцита.

Считают, что постдиагенетическая доломитизация под воздействием циркулирующих грунтовых вод, богатых магнием, ассоциируется с периодами минерализации, поднятием и выходом пород на поверхность и часто носит региональный характер в районах развития интенсивно перемятых и раздробленных пород. Сдвиговые напряжения, по-видимому, благоприятствуют доломитизации этого типа (рис. 9.6).
Доломиты такого генезиса наиболее легко распознаются в формациях, сохраняющих реликты неизмененных известняков. В большинстве наиболее характерных проявлений вторичный доломит явно приурочен к ослабленным зонам, обычно встречающимся в твердых породах, причем наиболее часто доломитизация приурочена к плоскостям разрывов, трещинам отдельности и небольшим трещинам.
Нижнекаменноугольные известняки Великобритании подверглись как раннедиагенетической, так и последиагенетической доломитизации. В некоторых районах, например в Лейстершире, зерна доломита часто встречаются в виде хорошо развитых ромбоэдров с зонами гематита; присутствие таких кристаллов в подстилающих новых красных песчаниках принимается как доказательство того, что породы были доломитизированы в триасе. С другой стороны, серые и желтые доломиты на соседних участках не содержат никаких кристаллов с зональными включениями гематита и они рассматриваются как продукты раннедиагенетической доломитизации.

Долотимизация современных и третичных коралловых рифов. На многих коралловых островах Тихого и Индийского океанов, там, где климатические условия способствуют возникновению вод с повышенной соленостью, обнаружено, что рифы и ассоциирующиеся с ними органогенные известняки частично или полностью замещены доломитами. Изучение рифов, поднятых над водой, показывает, что многие из них также доломитизированы, а в некоторых буровых скважинах на одном или двух островах также были встречены доломитовые породы. Для изучения процесса доломитизации очень детально было исследовано основание атолла Фунафути в юго-западной части Тихого океана. Буровая скважина была пройдена до глубины 330 м и керн с каждого 3-метрового интервала был подвергнут анализу. Везде были отмечены чисто известковистые породы, и распределение арагонита, кальцита и доломита оказалось довольно закономерным. Распределение этих минералов с глубиной показано в табл. 9.3.

Арагонит — главный компонент пород в самой верхней 30-метровой части разреза, но ниже он быстро исчезает в основном вследствие растворения, и образуются пористые кальцитовые породы. На глубине 45 м удаляется почти весь арагонит, а ниже 66 м вообще нет никаких признаков этого минерала. В интервале 66—190 м известняки очень рыхлые и пористые, сложены, по существу, кальцитовыми органогенными обломками и сходны с рыхлым песком из рифового обломочного материала. Доломит не встречен в верхней (0—190 м) части разреза, а обнаруженный здесь карбонат магния, вероятно, присутствует в виде твердого раствора в кальците. Содержание карбоната магния сильно варьирует по разрезу, и, по-видимому, эти колебания связаны с количеством и природой магнийсодержащих остатков организмов, которые принимали участие в образовании известняков. Первые кристаллы доломита появляются на глубине 191 м, и ниже керн уже полностью представлен доломитовой породой, в которой самостоятельные кальцитовые кристаллы, как правило, не обнаруживаются. В двух или трех маломощных горизонтах доломитового разреза встречены пласты доломитового известняка, а в остальной части разреза доломиты встречаются неизменно вплоть до глубины 330 м.
Процессы доломитизации, вероятно, начались еще в стадию роста атолла до удаления арагонита, и частично он мог непосредственно замещаться доломитом. Оставшаяся часть арагонита, возможно, была выщелочена в интервале 30—190 м в период позднеплейстоценового воздымания атолла после его доломитизации. Если это происходило так, то верхние 30—45 м разреза рифа, в котором присутствует арагонит, вероятно, имеют постплейстоценовый возраст. В тех образцах, в которых впервые появляется доломит, видно, что кристаллы этого минерала приспосабливаются к каркасу пористого кальцнтового известняка, и они явно росли на поверхности существующих кальцитовых кристаллов. Доломит, возможно, непосредственно кристаллизовался из раствора, хотя можно предположить, что он образовался также путем частичного замещения высокомагнезиального микритового ила, который первоначально выполнял пустоты. Этот ил, реликты которого сохранились, образовался в основном за счет водорослей и фораминифер.
Как явствует из этого обзора, процессы доломитизации в существующих рифах, подобных атоллу Фунафути, очень сложны и вызывают противоречивые суждения. С такими же сложностями можно встретиться и при изучении более древних рифов.