Болдушевская Л.Н. Литология и историческая геология

Подождите немного. Документ загружается.

плотность, 3) механическая устойчивость, 4) химическая активность, 5) растворимость, 6)

количество (концентрация) осадочного материала на путях переноса. Выделяют четыре

типа осадочной дифференциации: механическую, химическую, биогенную и физико-

химическую.

Механическая дифференциация осадочного материала проявляется в сортировке

обломочных частиц по величине, плотности и форме зерен. В результате такой

сортировки мы видим, что горные области окаймляются полосами грубообломочного

материала, по мере удаления от источника сноса размерность частиц уменьшается.

Дальность переноса зависит от формы частиц. Так, например, округлые частицы обладают

высокой скоростью осаждения и оседают первыми. Пластинчатые минералы благодаря

своей форме обладают повышенной плавучестью и уносятся дальше от источника сноса,

намного обгоняя зерна других минералов. Сортировка обломочного материала по

плотности приводит к образованию россыпей золота, платины, приуроченные к участкам

рек, характеризующихся высокой подвижностью водной среды.

Химическая дифференциация вещества заключается в последовательном

осаждении соединений из водных растворов в соответствии с их растворимостью.

Выделение растворенных веществ в твердую фазу происходит под влиянием внешних

факторов (температура, давление, газовый режим, щелочно-кислотные и окислительно-

восстановительные свойства среды), эффективность которых определяется тектоникой и

климатом. Л.В. Пустовалов отметил, следующий порядок отложения химических

соединений в осадок от места сноса:

Окислы Fe → Mn → SiO

→ Силикаты Fe → Соли закиси Fe → CaCO

→

CaMg(CO

)

→ CaSO

→ NaCl → KCl → MgCl

(MgSO

)

В этом ряду Л.В. Пустовалов не учитывал роль климатических, тектонических,

физико-химических факторов и характера жизнедеятельности организмов, которые

нарушают схему последовательности отложения вещества из водных растворов. Следует

отметить еще и такой факт, что в процессе развития Земли роль отдельных факторов

претерпевала значительные изменения. Так, например, железные руды в докембрии

представляли собой отложения, удаленные от берега. Фанерозойские железистые

отложения приобретают широкое развитие в прибрежно-морских условиях и

представлены мелководными оолитовыми рудами, а в мезозойскую эпоху появляются

континентальные железные руды.

В результате химической дифференциации вещества в природе локально

обособлены определенные химические типы осадочных пород –карбонатные, кремнистые,

фосфатные, железистые, галлоидные. Продукты осадочной дифференциации, соседние по

расположению в схеме, обычно встречаются совместно. Например, гипсы часто

переслаиваются с доломитами и каменной солью, но никогда не ассоциируют с бурыми

железняками и фосфоритами.

В настоящее время помимо механической и химической типов дифференциации

выделяют: физико-химическую – дифференциацию коллоидного материала; и

хемобиогенную – осаждение и дифференциацию вещества благодаря жизнедеятельности

организмов.

Физико-химическая дифференциация осуществляется под действием физико-

химических сил, вызывающих укрупнение молекул вследствие коагуляции коллоидных

растворов и явление сорбции. Хемобиогенная или биогенная дифференциация

заключается в избирательном превращении растворенных и газообразных компонентов в

минеральные скелетные образования или органические ткани в результате

жизнедеятельности организмов. После отмирания животных или растений их остатки

(раковины и др.) переходят в осадок, распределясь по дну в соответствии влияния

факторов механической дифференциации. Благодаря биогенной дифференциации

накапливаются органогенные известняки большой мощности, создаются рифовые

постройки, органическое вещество – материал для образования каустобиолитов нефтяного

и угольного ряда. С участием организмов накапливаются опал, фосфаты и др.

Закономерный природный процесс дифференциации в отложении вещества

неотъемлемо связан с противоположным процессом – его интеграцией. А именно,

осадочный материал, поступающий в зону осадконакопления с разных источников сноса,

смешивается. В результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного,

биогенного вещества образуются породы смешанного (гибридного) состава.

2.3. Дианегез – стадия превращения осадка в породу

Диагенез – это совокупность процессов, превращающих неравновесную

систему - осадок в породу. Эти процессы сводятся к механическому уплотнению, потере

жидкой фазы, преобразованиям коллоидов, химическим реакциям между компонентами

осадка, что выражается в уменьшении его объема и цементации.

Осадок представляет собой рыхлое насыщенное водой полужидкое тело. Кроме

обломочных частиц, дисперсных коллоидных систем, химически осажденных веществ, в

осадке присутствует некоторое количество кислорода, растворы гидроокислов кремния,

железа, марганца, живые бактерии, органическое вещество. Важнейшим свойством осадка

является отсутствие физико-химического равновесия между его твердыми, жидкими и

газообразными частями. В результате этого, в общем случае, в стадию диагенеза в осадках

идут процессы окисления, затем в результате накопления толщ идут восстановительные

реакции. В результате диагенеза образуются такие аутигенные минералы как глауконит,

гидроокислы железа, марганца, фосфатные минералы - индикаторы окислительной

обстановки. В восстановительной обстановке идет образование сульфидов, силикатов

железа, кальцита, доломита, сидерита. Иногда, особенно, в современных осадках

выделяют ранний – окислительный и поздний – восстановительный этапы диагенеза.

При диагенезе происходит обособление коллоидных систем, одновременно с

образованием диагенетических минералов происходит их перераспределение в осадке –

растворение в одних частях, отложение в других. В результате образуются конкреции

(глинистые, кальцитовые, сидеритовые, фосфатные, марказитовые), а также пятна, линзы,

прослои, обогащенные теми или иными минералами.

Процессы диагенеза многообразны и зависят от климата, среды (суша, море,

океан), геотектонической позиции (платформы, геосинклинали), в которых происходит

диагенез и от состава осадка. Продолжительность стадии диагенеза может измеряться

десятками лет и достигать 150 млн. лет, а мощность зоны диагенеза от метров до сотен

метров. В результате диагенеза осадок обычно превращается в твердую

(литифицированную) породу, но может оставаться рыхлой. Глины и пески встречаются не

только в составе молодых отложений, но и среди древних осадочных пород.

Климатические типы литогенеза

Условия образования осадков определяются климатом, рельефом,

геотектоническим режимом территории, источником вещества. Типизация условий

формирования осадков позволило Н.М. Страхову выделить типы литогенеза.

Климатические типы литогенеза (ледовый, аридный, гумидный) имеют большое значение

в пределах суши, озер, внутренних морей и окраинных морей океанов. Вулканогенно-

осадочный тип выделяют по источнику вещества. Океанский литогенез

противопоставляется литогенезу на суше.

Нивальный (ледовый) тип литогенеза проявляется в полярных и высокогорных

областях, где господствуют отрицательные температуры воздуха. Преобладает

механическое выветривание, химические и биологические формы выветривания

подавлены. Седиментогенез в областях с холодным климатом. Главным агентом

переноса является лед. В настоящее время ледники занимают 10 % поверхности суши. В

эпохи материковых оледенений роль ледников в переносе обломочного материала была

значительно больше, чем сейчас.

При таянии ледников образуются морены, для которых характерно полное

отсутствие сортировки. С деятельностью ледниковых вод связаны такие образования, как

ленточные глины, флювиогляциальные пески.

Главную роль в транспортировке материала играют ледники на суше, айсберги и

припайные льды в море. При отложении осадочного материала образуются

несортированные моренные отложения или тонкие илы с грубообломочным материалом.

Дифференциация вещества наблюдается только по периферии областей нивального

литогенеза (на суше – водно-ледниковые отложения) и в водных бассейнах (озерные и

морские осадки).

Гумидный литогенез характерен для умеренно влажной климатической зоны,

влажных тропиков и экваториальной области. Здесь круглогодично господствуют

положительные температуры, количество атмосферных осадков намного превышает

испарение. Климатические условия способствуют физическому и химическому

выветриванию с участием организмов. В результате образуется большое количество

обломочного, коллоидного, растворенного вещества и продуктов жизнедеятельности

организмов. В процессе переноса и отложения продуктов выветривания происходит

дифференциация вещества по крупности, плотности частиц и химическим свойствам.

Наряду с дифференциацией материала происходит смешивание продуктов переноса,

поступающих из разных источников и находящегося в разном физико-химическом

состоянии – в виде твердых частиц, коллоидов, биогенных образований и химических

растворов. Осаждение вещества происходит на суше и преимущественно в водных

бассейнах. Седиментогенез в областях с гумидным климатом характеризуется

преобладанием количества метеорных осадков над испарением и температурой,

позволяющей существовать воде в жидком состоянии. Главным агентом переноса и

осаждения продуктов выветривания в областях с гумидным климатом являются текучие

воды – дождевые, талые и реки. Продукты механического выветривания – обломки

различного размера вплоть до коллоидных частиц, переносятся различными способами:

1. Путем волочения по дну;

2. В виде грубой механической взвеси;

3. В виде коллоидных (золи) и субколлоидных (суспензии) растворов.

Продукты химического выветривания образуют истинные или коллоидные

растворы. Формы переноса различных групп химических соединений имеют

избирательный характер. Минералы глин – переносятся в виде суспензий, золей и

механических взвесей.

Соединения железа, марганца, фосфора, ванадия, хрома, никеля, кобальта, меди

переносятся в виде коллоидов или суспензий.

Карбонат кальция, магния и кремнезем переносятся в виде ненасыщенных

растворов, а также в виде механических взвесей.

Хлориды и сульфаты калия, натрия, кальция, магния переносятся исключительно

в виде истинных растворов.

Осаждение при процессах переноса, происходит под воздействием

гравитационных сил, в то время когда гидродинамическая энергия текущей воды

становится неспособной перемещать осадок (причем не весь, а частицы определенного

размера).

В результате переноса и отложения дождевыми и талыми водами образуются

делювиальные (на склонах) и пролювиальные (у подножия склонов) осадки. Перенос в

этом случае осуществляется на незначительные расстояния, поэтому частицы, слагающие

осадок, слабо окатаны и плохо сортированы.

Речные воды переносят громадное количество осадочного материала.

Значительное количество его отлагается по пути в руслах и долинах рек (так называемый

аллювий). Гранулометрический состав отложений зависит от скорости течения рек. Для

равнинных рек - это песчаные и глинистые осадки. Для горных рек – грубозернистые

осадки. Наибольшая часть осадков отлагается в дельтах рек – здесь кроме песчано-

глинистого материала отлагаются частично продукты коллоидных растворов. В

заболоченных дельтах иногда отлагается органическое вещество.

В процессе осаждения материала из растворов значительную роль играют

организмы, способные извлекать из морской воды и концентрировать в теле, скелете или в

раковине кремнезем, карбонаты, фосфор и другие вещества. После массовой гибели таких

организмов на дне водоемов образуются кремнистые, карбонатные и фосфатные осадки.

Особое значение имеет наземная и водная растительность, концентрирующая

углерод. Обширные заболоченные леса дали начало торфу, углям, а фитопланктон морей

и лагун послужили материалом для нефтей

В областях гумидного литогенеза образуются терригенные (грубообломочные,

песчаные, алевритовые, глинистые), хемогенные и хемобиогенные (глиноземистые,

железистые, марганцевые

, фосфатные) осадки.

Диагенез осадков заключается в уплотнении и многообразном аутигенном

минералообразовании. При литификации образуются каолинит, гидрослюды,

монтмориллонит, цеолиты, кремнеземистые минералы, карбонаты, сульфаты и др.

Характер и интенсивность диагенеза зависит от состава осадка, иловых вод, видового

состава бактерий и другого органического вещества.

Территории с гумидным литогенезом в современную геологическую эпоху

занимают большую часть земной поверхности.

Аридный литогенез характерен для пустынь и полупустынь, где наблюдается

дефицит влаги в атмосфере. Испарение намного превышает количество выпадающих

осадков. В районах с аридным климатом превалирует физическое выветривание.

Химические и биологические процессы в зоне гипергенеза протекают слабо.

В аридные зоны Земли осадочный материал поступает из соседних с ними

гумидных зон, что приводит к формированию большого разнообразия осадков.

Седиментогенез в областях с аридным климатом. Главным агентом переноса в

областях с аридным климатом является ветер. В силу того, что плотность воздуха меньше,

способность переноса в воздушной среде 300 раз ниже, чем у воды, двигающейся с той же

скоростью. Тем не менее, например, эоловые отложения в Среднем и Южном Каспии

занимают в донных осадках 13 % от веса.

При извержении вулканов пирокластический материал далеко уносится от места

извержения, так например, во время извержения кавказских вулканов, перенесенный

ветром пирокластический материал образовал мощные толщи туфов в Воронежской

области.

Мелкие частицы переносятся ветром во взвешенном состоянии, а более крупные

песчинки, мелкая галька, гравий – переносятся путем перекатывания. В процессе переноса

обломочный материал сортируется и окатывается.

В областях с засушливым климатом осадки выпадают редко, но в виде обильных

кратковременных ливней у подножий гор после таких, ливней образуются веерообразные

конусы выноса обломочного материала.

Процессы дезинтеграции протекают очень интенсивно, что коренные породы

часто оказываются погребенными под собственными обломками.

Преобладание испарения над количеством выпадающих осадков создает

благоприятные условия для химического отложения легко растворимых соединений в

озерах и лагунах. Существует определенная климатическая закономерность

распространения озерных осадков.

Содовые озера с невысокой минерализацией воды располагаются по периферии

аридной зоны.

Сульфатные озера - с более высокой минерализацией в полупустынях.

Хлоридные озера – с высокой минерализацией, в центральных частях аридных

зон.

В лагунах при небольшой концентрации растворов осаждается кальцит, при

увеличении концентрации – последовательно доломит и гипс с примесью карбонатов и,

наконец, при концентрации 27 % осаждаются хлориды и сульфаты.

Наряду с ними формируются карбонатные, сульфатные, хлоридные отложения.

Диагенез осадков осуществляется в виде обменных реакций между

выделившимися из раствора минералами и рапой. При отжиме рапы господствуют

реакции дегидратации. В глинистых илах солеродных бассейнов широко развиты

гидрослюды и монтмориллонит, и магнезиальные водные силикаты (коренссит, тальк,

серпентин).

Вулканогенно-осадочный литогенез развит в областях интенсивного вулканизма

современной и прошлых геологических эпох. Вулканы поставляют огромное количество

пирокластического материала для образования осадочных пород. Большое количество

вулканического вещества выносится в водные бассейны в виде растворов. Этот тип

литогенеза характерен для суши и океана. При подводных извержениях вулканов в

срединно-океанических хребтах, зонах трансокеанских разломов гидротермальные

растворы поставляют в области седиментогенеза кремнезем, железо, марганец, редкие и

рассеянные элементы.

В области осадконакопления вулканогенный материал распространен среди

нормально-осадочного в различных пропорциях в виде пластов и слоев пемзы, туфов,

туффитов, туфогенных пород и гидротермальных металлоносных осадков.

Диагенез приводит к уплотнению осадков, разнообразным химическим реакциям

между осадочными компонентами, иловыми и гидротермальными водами.

Океанский тип литогенеза проявлен в огромных океанских бассейнах и

противопоставлен литогенезу суши. Своеобразие этого типа литогенеза характеризуется

территориальным масштабом, многообразием гидродинамических обстановок, высокой

дифференциацией вещества и незначительным влиянием климатических факторов на

образование осадочных пород. В океанах выделяют только зоны холодного и теплого

климата.

В океанских обстановках различных глубин происходит дифференцированное и

смешанное накопление осадочного материала терригенной, вулканогенной, биогенной и

хемогенной природы.

Диагенез осадочного океанского материала с образованием литифицированных

пород происходит путем механического уплотнения, сопровождаемого биохимическими и

химическими реакциями в среде осадка.

2.4. Вторичные изменения осадочных пород

Все те изменения, которые происходят с осадочной породой

после диагенеза,

называют вторичными или постдиагенетическими. Они происходят под влиянием

термобарических и геохимических факторов, а их направленность в значительной мере

определяется формой и интенсивностью тектонических движений. При погружении

осадочных пород стадия их жизни или эпигенеза сменяется стадией метагенеза (глубокого

преобразования), а затем метаморфизмом. После завершения стадии метагенеза осадочная

порода перестает существовать. Восходящие тектонические движения, приводящие к

выходу пород на поверхность, способствуют их изменению и разрушению в стадию

гипергенеза (или выветривания). Таким образом, вторичные изменения осадочных пород

осуществляются в стадиях эпигенеза, метагенеза и гипергенеза.

Эпигенез и катагенез

Эпигенез – это вторичные минералогические и структурные изменения

осадочных горных пород в совокупности с изменениями содержащихся в них флюидов.

Эпигенез наступает после завершения диагенеза при увеличении глубины погружения до

начала метаморфизма. Термин эпигенез применим к осадочной породе в целом. Процессы

изменения составных частей породы (рассеянного органического вещества, пустотного

пространства) называются катагенезом.

Причиной эпигенеза является воздействие на породу внешних сил. Основные

факторы эпигенеза:

1. Давление вышележащих толщ.

2. Повышение температуры, связанное с погружением породы.

3. Напряжения, возникающие при горообразовательных процессах.

4. Подземные воды, циркулирующие в осадочных породах и содержащие

растворенные минеральные вещества, и газообразные вещества.

Температуры процесса изменяются от 30-50 °С до 200 °С. Давления изменяются

от 100-200 атм. до 2000 атм.

Катагенетические (эпигенетические) преобразования пород сводятся к

следующим основным процессам: 1) уплотнению, 2) отжатию воды (обезвоживание); 3)

растворение неустойчивых соединений, 4) минеральному новообразованию, 5)

перекристаллизации.

Процесс уплотнения пород заключается в увеличении плотности горных пород в

результате уменьшения объема их порового пространства. Породы уплотняются

вследствие сближения их составных частей или в результате заполнения пустот

минеральными новообразованиями. Эти процессы вызываются действием

литостатического давления, стресса иди физико-химическими реакциями. В начальные

этапы литогенеза уплотнение осуществляется главным образом в результате

перегруппировки частиц, более плотной их укладке, происходящей под влиянием

литостатического давления. Обломочные зерна при повышении литостатической нагрузки

стремятся занять устойчивое положение, соответствующее наиболее плотной укладке.

После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение может происходить в результате

растворения соседствующих зерен в точках контакта и приспособления их поверхности

друг к другу с образованием конформных, инкорпорационных, а затем и

микростилолитовых контактов.

Отделение воды. В осадочных породах вода может иметь разную природу: быть

унаследованной от стадии диагенеза или же поступить в породу при миграции. При

уплотнении вода постепенно отжимается из пород. По характеру взаимодействия с

твердой фазой породы воды подразделяются на свободные (гравитационные) и связанные

(физически или химически). Свободная вода способна перемещаться в породах под

действием силы тяжести или пластового давления. Связанная вода покрывает частицы

породы одномолекулярным слоем (гигроскопическая) или полимолекулярной пленкой

(пленочная), располагающейся поверх гигроскопической. Связанная вода не

перемещается в породах, она удерживается на поверхности минеральных зерен силами

молекулярного притяжения. В лабораторных условиях гигроскопическая вода отделяется

от твердой фазы породы при повышении давления до 3000-5000 кгс/см2. Химически

связанная вода входит в состав минералов (цеолитная, кристаллизационная,

конституционная). Она выделяется при нагревании породы до 800-400°С (в зависимости

от формы связи), при этом происходит изменение свойств минерала и даже

кристаллической решетки.

В процессе катагенеза отделяется преимущественно свободная вода, количество

которой в начальные этапы катагенеза во много раз больше, чем связанной. Она в

условиях повышенных температур и давлений способствует растворению отдельных

компонентов и возникновению минеральных новообразований.

Растворение составных частей породы. Изменение термобарических и

геохимических условий приводит к нарушению равновесия, химическому

взаимодействию этих соединений с жидкими и газообразными флюидами. Галоиды,

сульфаты, карбонаты как наиболее легко растворимые соединения, составляют как

правило основу солевой части подземных вод. Растворяются также кварц,

алюмосиликаты, окислы и др. Растворимость минералов зависит от температуры,

давления, фильтрационной способности породы, свойств мигрирующих флюидов (воды,

нефти, газов) – их минерализацией, солевым составом, рН, Еh, составом растворенных и

свободных газов и др. В частности образование стилолитовых швов связано с

растворением кальцита. При изучении осадочных пород под микроскопом часто

наблюдаются следы растворения и регенерация кварца, плагиоклазов и других частей

породы в виде коррозии поверхностей зерен или образования структур растворения под

давлением (конформных, инкорпорационных и др.). Растворению кварца способствует

повышающаяся температура, давление, а также растворенная в подземных водах

углекислота. В непроницаемых породах (глинах, мергелях, некоторых известняках и др.)

растворение и вынос продуктов химических реакций практически отсутствует. Большую

роль в процессах катагенеза играют нефть и битумы. На контакте с водой нефть

окисляется и частично разлагается с образованием углекислоты, благодаря которой вода

становится более агрессивной по отношению карбонатам, кварцу и другим минералам.

Углеворододы могут вызвать восстановление сульфатных ионов, благодаря чему

пластовые воды оказываются недонасыщенными сульфатами, что способствует

растворению гипса или ангидрита. Органическое вещество и углеводороды способствуют

восстановлению некоторых элементов с образованием сульфидов. Когда нефть насыщает

породы, она консервирует их от воды и препятствует растворению минералов. В процессе

разработки нефтяных месторождений, при замещении нефти пластовой водой и особенно

при закачивании в пласт пресных вод с целью поддержания пластового давления,

происходит нарушение физико-химического равновесия, что может вызывать новые

процессы растворения и преобразования минералов.

Минеральные новообразования – В стадию катагенеза широкое развитие

получают процессы аутигенного минералообразования. Среди вторичных (аутигенных)

минералов обычны кварц, халцедон, кальцит, ангидрит, КПШ, кислые плагиоклазы,

глинистые минералы (гидрослюды, хлориты) и др. Исходным материалом для их

возникновения в значительной мере являются вещества, растворенные в подземных водах,

а также газообразные соединения, содержащиеся в осадочных породах.

Новообразования кальцита обычно возникают из пластовых вод в условиях

повышенных температур (свыше 60-70°С). Часто вторичный кальцит выделяется в

открытых трещинах и порах пород.

Новообразованный кремнезем возникает в условиях повышенных температур и

давлений в нейтральной или слабощелочной среде. А в песчано-алевритовых породах он

обычно представлен кварцем и встречается в виде каемок регенерации; для известняков и

доломитов более характерен халцедон, который выполняет внутренние полости раковин,

каверны, а иногда замещает фаунистические остатки.

Очень характерны для стадии катагенеза изменение ассоциации глинистых

минералов, аутигенные выделения удлиненно-пластинчатых гидрослюд и табличек

железо-магнезиального хлорита, образующихся в поровом пространстве песчано-

алевритовых пород при высоких температурах и давлениях. Каолинит кристаллической

структуры образуется в свободном пустотном пространстве в кислой среде, которая как

правило создается при окислении органического вещества. Иногда он метасоматически

замещает слюды, при этом сохраняется волокнистая структура. Зерна полевых шпатов

замещаются каолинитом, гидрослюдами, тонкодиспесным железисто-глинистым

веществом, а эффузивы превращаются в хлоритизированные и ожелезненные обломки.

Ангидрит также является эпигенетическим минералом. Вторичный доломит возникает

при взаимодействии кальцита с магнийсодержащими водами. Гидроокислы железа

образуются при взаимодействии сульфидов железа с кислородсодержащими подземными

водами.

Перекристаллизация заключается в преобразовании кристаллических зерен без

изменения их состава и кристаллической решетки и проявляется в укрупнении кристаллов

за счет объединения нескольких зерен, изменении формы кристаллов, приспособления их

к поверхностям соседних минералов, освобождении кристаллов от примесей.

Перекристаллизация минералов сопровождается уплотнением породы, уменьшением ее

удельной поверхности, увеличением устойчивости данной системы в новых

термобарических условиях. Перекристаллизация обычна для хемогенных и органогенных

пород, а также цемента обломочных и вулканогенно-осадочных пород. Наиболее

характерна перекристаллизация для таких пород как известняки, доломиты, гипсы.

Кроме перекристаллизации различают еще явление девитрификация

(раскристаллизации), заключающееся в переходе из аморфного состояния в

кристаллическое. Наиболее характерен этот процесс для опаловых пород, фосфоритов

обломков эффузивных пород.

Перекристаллизация и девитрификация происходят вследствие нарушения

физико-химического равновесия в породах при изменении термобарической и

геохимической обстановок.

Таким образом, в результате эпигенетических процессов, преобразуется состав

породы и внутреннее строение – разрушаются одни минералы, образуются другие.

Происходит дальнейшее уплотнение породы, коррозия, растворение, регенерация,

кристаллизация, перекристаллизация, замещение, цементация, образование

конкреций и

различные другие химические превращения в породе. Минералы, образовавшиеся в

стадию эпигенеза, имеют более значительные размеры, чем в предыдущую стадию. Это

обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму.

Часто отмечается рост минералов по обломочным зернам, они образуют каемки

нарастания на обломках, облекая их, заполняют поры, капиллярные трещины, трещины

отдельности и пустоты. Пористость пород заметно уменьшается, до 3-5 %. Текстуры

пород сохраняются, структуры заметно изменяются. Для стадии эпигенеза характерно

образование конформных, регенерационных, перекристаллизованных и стилолитовых

структур.

Существует эпигенетическая зональность, связанная с направленным изменением

факторов эпигенеза. Это в частности проявляется в повышении степени катагенеза

органического вещества с глубиной, изменении ассоциации глинистых минералов и др.

В зависимости от интенсивности эпигенетических преобразований пород

выделяются различные стадии этого процесса:

1) стадия начального эпигенеза;

2) стадия глубинного эпигенеза;

3) стадия метагенеза.

Для стадии начального эпигенеза характерны малоизмененные относительно

слабо уплотненные породы – глины, алевриты, пески, рыхлые или

слабосцементированные песчано-алевритовые породы, мел, ракушечные известняки и др.

В глинах на этой стадии характерно присутствие монтмореллонита, каолинита и

смешаннослойных образований. Песчано-алевритовые породы отличаются наличием

свободного пространства, относительно невысокой прочностью.

Поздний эпигенез характеризуется сильным уплотнением пород, замещение

монтмореллонита и каолинита смешаннослойными образованиями, гидрослюдами или

хлоритом, переходом глин в аргиллиты, песков в прочные песчаники, дальнейшим

уплотнением известняков.

Возникающие в процессе эпигенеза минеральные ассоциации содержат наряду с

новообразованиями в разной степени устойчивые реликтовые ассоциации, находящиеся в

различной степени приспособления к данным термодинамическим условиям.

Метагенез

Переход от катагенеза к метагенезу знаменуется определенным изменением

состава, строения и свойств породы. В частности, при этом процессе появляются

глинистые сланцы, кварциты, слюдистый цемент, широко развивается хлорит, угли

преобразуются в полуантрацит и антрацит, а пористость пород понижается до нулевых

значений. Температура в зоне метагенеза составляет 200-300°С, давление более 2-3 тыс.

кгс/см

. Характерна большая минерализация и газонасыщенность подземных вод, более

кислая и более восстановленная среда, чем при катагенезе. Глубинное положение зоны

метагенеза зависит от температуры недр. При большом геотермическом градиенте

глубина 5-7 км, а при низком – гораздо глубже. При метагенезе породы сильно

уплотняются, их пористость становится минимальной. Перемещение флюидов становится

возможным только по трещинам. Все большее развитие получают гидрослюды высокой

степени преобразованности, за счет изменения глин образуется серицит. Происходит

хлоритизация биотита, развивается процесс альбитизации плагиоклазов, продолжается

регенерация кварцевых зерен. Изменение минерального состава сопровождается

перестройкой их структуры. В целом наблюдается укрупнение размеров зерен.

Упорядочение их ориентировки, дальнейшее развитие структур растворения обломочных

зерен и их регенерация. Минеральные зерна стремятся принять призматическую и

таблитчатую форму с ориентировкой большей грани перпендикулярно направлению

давления. В шлифах наблюдается листоватая, таблитчатая, волокнистая ориентированная,

мозаичная структуры, нередко с зубчатыми, шиповидными окончаниями минеральных

зерен.

Вторичные изменения осадочных пород в зоне гипергенеза

Объем зоны гипергенеза определяется глубиной проникновения грунтовых вод.

Наиболее характерны для осадочных пород процессы окисления, восстановления,

гидратации, гидролиза, растворения и катионного обмена.

Окисление. В условиях зоны гипергенеза в больших масштабах происходит

окисление органических веществ – каменных углей разных марок, нефти, рассеянного

органического вещества и др. В результате реакции происходит выделение углекислоты

со значительным количеством тепла С+О

– СО

. При полном окислении органического

вещества окраска пород осветляется. Окисление в породе закисных соединений железа

сопровождается изменением окраски от серой, черной или зеленовато-бурой до желтой,

оранжевой, кирпично-красной или бурой (в зависимости от содержания воды и степени

окисленности вещества). Распространен процесс окисления пирита, который развивается

ступенчато:

2FeS

+7O

O → 2FeSO

+2H

12FeSO

+3O

+6H

O → 4Fe(OH)

+4Fe

(SO

)

Кроме закисных соединений железа (марказит, сидерит, шамозит), окисляются

карбонаты марганца (родохрозит), сульфиды никеля, меди и др.

Восстановление. Восстановление – процесс противоположный окислению, он

заключается в присоединении электронов катионами и обычно проявляется в потере

кислорода восстанавливающимися веществами. В зоне гипергенеза восстановительная

обстановка возникает при застойном режиме грунтовых вод вследствие

жизнедеятельности бактерий или разложения органического вещества. А также при

окислении просачивающейся к поверхности нефти. Энергичными восстановителями

являются углерод и водород.

Реакция восстановления окисных соединений железа органическими веществами

представляется в следующем виде:

2Fe

O+C → 4FeO+CO

+nH

FeO+CO

→ FeCО

Реакция восстановления сульфатов нефтями и битумами с образование серы:

CaSO

+2C → CaS+2CO

2CaS+2H

O → Ca(OH)

+Ca(SH)

Ca(OH)

+Ca(SH)

+2CO

→ 2CaCO

+2H

S+O → S+H

При восстановительных реакциях в зоне гипергенеза могут образовываться

пирит, марказит и другие минералы.

Гидролиз –заключается во взаимодействии вещества с водой, при котором

составные части вещества соединяются с составными частями воды (ОН

, Н

Характерны реакции гидролиза для алюмосиликатов, силикатов и многих окислов.

Гидролиз ортоклаза или микроклина:

2KAlSi

+3H

O → 2KOH+4SiO

При этом образуется гидрат окиси калия, кремнезем и каолинит.

Нередко гидролиз сопровождает реакции окисления. Водные и безводные

сульфаты вступая во взаимодействие с водой образуют гидраты окиси железа:

(SO

)

+6H

O → 2Fe(OH)

+4CO

Подобное происходит и с сидеритом:

4FeCO

+6H

O → 4Fe(OH)

+4CO

При этом окраска породы изменяется от серой или темно-серой до бурой.

При гидролизе ионы ОН

образуют с металлами подвижные соединения и

выносятся из зоны гипергенеза, а при реакции ионов водорода с анионами (например

каолинит, гидрослюда), которые могут оставаться на месте или выноситься в виде взвеси

водой.

Гидратация – процесс присоединения воды к химическому соединению породе в

результате вхождения в кристаллическую решетку или адсорбции поверхностью частиц.