Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология

Подождите немного. Документ загружается.

Глинистые минералы также могут изменяться на стадии ка-

тагенеза (рис. 15). Наименее устойчивыми при повышении тем-

пературы и давления с увеличением глубины оказываются монт-

мориллонит, далее каолинит, а самыми устойчивыми — мине-

ралы группы гидрослюд и хлорита.

Преобразование осадочных пород происходит при различ-

ных термобарических и геохимических условиях и осуществля-

ется в отрезки времени различной продолжительности. Это

предопределяет различия в степени изменения пород и вызы-

вает необходимость выделения в составе стадии более мелких

категорий — подстадий.

В настоящее время в советской научной литературе катаге-

нез подразделяют на две или три подстадии. При двучленном

делении различают начальный и конечный (глубинный) катаге-

нез. Граница между подстадиями проводится по предложе-

ниям разных ученых в диапазоне температур 90—120 °С, при

горном давлении около 100 МПа и понижении полной пористо-

сти до 15 %. Такие условия в большинстве случаев наблюдаются

на глубине 2,5—5 км.

При трехчленном делении (Н. Б. Вассоевич, М. К. Калинко,

А. А. Карцев и др., 1976 г.) различают протокатагенез (началь-

ный), мезокатагенез (средний) и апокатагенез (конечный), при-

чем последний примерно соответствует стадии метагенеза. Ос-

нованием для деления на подстадии служит характеристика

органического вещества. Границей между протокатагенезом и

мезокатагенезом является зоны, где в углях исчезают гумино-

вые кислоты, а содержание углерода достигает 75%, при этом

учитывается и отражательная способность витринита Глубин-

ное положение этой границы 1—3 км. Нижняя граница зоны ме-

зокатагенеза намечена в диапазоне 1—7,5 км. Она выделяется

по достижении содержания углерода в органическом веществе

90 %, а само вещество теряет способность к взаимодействию

с KMnO

. Нижняя граница зоны апокатагенеза соответствует

переходу органического вещества в графит. Ее ориентировочное

глубинное положение, по данным авторов трехчленного деле-

ния катагенеза, варьирует от 2,5 до 15 км. Использование сте-

пени преобразованности органического вещества и отражатель-

ной способности витринита для выделения подстадий катаге-

неза пород нефтегазоносных толщ осложнено трудностями,

а порой и невозможностью накопления органического материала

для исследования.

При определении подстадий катагенеза следует иметь

в виду, что палеотемпературы в недрах были выше современ-

ных. Глубинное положение осадочных толщ в настоящее

время может сильно отличаться от максимальных погружений

Витриннт — гелифицированный компонент ископаемых каменных углей.

в геологическом прошлом. В связи с этим пограничная зона

между подстадиями может оказаться сильно приближенной к по-

верхности или даже отсутствовать вследствие денудации вместе

с вышележащей толщей пород, находившейся на более позд-

ней подстадии катагенеза. Особенно большие отклонения в поло-

жении границ могут быть у наиболее древних пород в районах,

испытавших многократные вертикальные движения, размывы и

перерывы в осадконакоплении. Тем не менее, можно выделить

комплексы пород для каждой из подстадий катагенеза.

Подстадия начального катагенеза характеризуется относи-

тельно слабой уплотненностью пород (k

<0,85). Других об-

щих литологических и физических признаков, характерных для

всех литологических типов пород, на этой стадии не имеется.

Глинистые породы на подстадии начального катагенеза харак-

теризуются пластичностью, размокают в воде, полиминеральны,

в них часто присутствует монтмориллонит. Песчаные и алеври-

товые породы слабо сцементированы, высокопористы (k

=15—

40%). В цементе могут присутствовать глинистые минералы

всех групп. Известняки отличаются от других пород более вы-

сокой степенью уплотнения и вообще границы между подста-

диями литологически у известняков выражены неотчетливо. На

этой подстадии биоморфные органогенно-детритовые извест-

няки отличаются повышенной пористостью. Хемогенные извест-

няки имеют микрозернистую или тонкозернистую структуру, но

достаточно сильно уплотнены (k

до 0,93—0,95). Мел харак-

терен именно для этой подстадии. Среди каустобиолитов рас-

пространены бурые угли, каменные угли низкой степени ме-

таморфизации.

Породы, находящиеся в подстадии глубинного катагенеза,

характеризуются сильным уплотнением (k

>0,85), физические

признаки различных литологических типов пород отличаются

меньше, чем при начальном катагенезе. Глинистые породы здесь

представлены аргиллитами, хрупкими, не размокающими в воде

образованиями. Роль монтмориллонита и смешаннослойных об-

разований уменьшается, появляются новообразованные гидро-

слюды и хлориты. Пески, слабоуплотненные песчаники, алевро-

литы приобретают высокую прочность; мел в подстадию

глубинного катагенеза замещается известняками, структура из-

вестняков изменяется в направлении укрупнения зернистости,

степень уплотнения различных разностей известняков сближа-

ется.

§ 2. СТАДИЯ МЕТАГЕНЕЗА

Завершающий этап в жизни осадочных пород при их погру-

жении и переходный между стадиями катагенеза (при двучлен-

ном делении) и метаморфизма — метагенез. Согласно определе-

нию Н. В. Логвиненко, это стадия глубокого минералогического

и структурного изменения осадочных пород в нижней части

стратисферы, происходящего, главным образом, под влиянием

повышенной температуры в условиях повышенного давления и

присутствии минерализованных растворов. На общий ход про-

цессов метагенеза накладывают свой отпечаток газы, окисли-

тельно-восстановительные и щелочно-кислотные свойства флюи-

дов. Таким образом, движущие силы метагенеза те же, что и

при катагенезе.

Принято считать, что метагенез осуществляется в диапазоне

температур 200—300 °С. Имея в виду, что геотермический гра-

диент варьирует в широких пределах, глубина залегания пород

и давления, которые породы испытывают, колеблются в широ-

ких пределах. При геотермическом градиенте 3 °С/100 м глу-

бина залегания осадочных толщ должна составлять 7—10 км,

а давление 180—270 МПа. При меньшем геотермическом гра-

диенте эти цифры должны существенно возрасти, что, по данным

геофизических исследований, имеет место в Прикаспийской,

Южно-Каспийской впадинах (Азербайджан) и других регио-

нах.

Исходя из теоретических предпосылок и эксперименталь-

ных данных природная свободная вода в зоне метагенеза дол-

жна иметь кислую реакцию, содержать много растворенных

газов и солей. Общая характерная особенность пород—высо-

кая степень уплотнения (k

= 0,98—1,0), минимальная пори-

стость, преобразование органического вещества до состояния

графита. Перемещение флюидов становится возможным только

по трещинам или путем диффузии.

Метагенез осадочных пород заключается в изменении струк-

туры пород и ассоциации минералов. В стадии метагенеза в гли-

нистых породах исчезают минералы группы монтмориллонита,

смешаннослойные образования. Преобладающее развитие при-

обретают гидрослюды высокой степени преобразованности (2 м)

и хлорит. За счет глинистых минералов возможно образование

серицита. В песчаных и алевритовых породах продолжается

деформация зерен кварца. За счет растворения под действием

давления и одновременной регенерации зерна кварца приобре-

тают призматическую, линзовидную или таблитчатую формы

с ориентировкой больших граней перпендикулярно к направ-

лению давления. Вследствие этого в соответствующих сечениях

шлифов наблюдаются листоватая, таблитчатая или волокнистая

ориентированная структуры, нередко с зубчатыми, шиловидными

окончаниями минеральных зерен. В карбонатных породах про-

должаются перекристаллизация и укрупнение зерен, а от фауни-

стических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для

стадии метагенеза характерны глинистые сланцы, кварцитовид-

ные песчаники, мраморизоваиные известняки и доломиты, ан-

трациты и другие сильно измененные осадочные породы.

§ 3. СТАДИЯ ГИПЕРГЕНЕЗА

Под гипергенезом понимают химические и физические пре-

образования горных пород и минералов, происходящие на по-

верхности Земли и в ее приповерхностной зоне. Эта стадия

в осадочных породах протекает иначе, чем в магматических и

метаморфических, что определяется различиями минерального

состава, строения и физических свойств пород.

Толщина зоны гипергенеза осадочных пород определяется

глубиной проникновения грунтовых вод, которая зависит в свою

очередь от состава и свойств пород, рельефа местности, струк-

турных и климатических условий. Она колеблется от единиц

до десятков метров, а в отдельных случаях может составлять

даже сотни. Гипергенез протекает в термобарических условиях,

близких к условиям земной поверхности. Типичны для осадоч-

ных пород на этой стадии процессы окисления, восстановления,

гидратации, гидролиза, растворения и катионного обмена. В за-

висимости от сочетания действующих факторов гипергенез мо-

жет иметь различную направленность. Более того, даже

в сходных условиях продукты гипергенных реакций не будут

одинаковыми в случае различия литологического состава пород.

Охарактеризуем гипергенные процессы осадочных пород.

Гидратация — процесс присоединения воды к химическому

соединению в результате вхождения ее в кристаллическую ре-

шетку или адсорбции поверхностью частиц. Гидратация часто

происходит одновременно с процессами окисления, карбонати-

зации и др. При гидратации окисных соединений железа, напри-

мер гематита, образуется лимонит: Fe

+ nH

O→-Fe

• nН

При гидратации ангидрита образуется гипс: CaSO

+2Н

0→

→CaSO

•2Н

В процессе гидратации существенно увеличивается объем

соединений — монтмориллонитовых глин, вермикулита и других

соединений. При переходе ангидрита в гипс объем увеличива-

ется примерно на 30 %.

Гидролиз — реакция взаимодействия вещества с водой в зоне

гипергенеза. При этом вещество под действием воды расщепля-

ется на более простые соединения, которые взаимодействуют

с составными частями воды (ОН

, H

). Реакции гидролиза ха-

рактерны для силикатов, алюмосиликатов и ряда других мине-

ралов. Гидролиз ортоклаза или микроклина осуществляется

по следующей схеме: 4KAlSi

+ 6H

O → 4КOН + 8Si0

+ Al

[Si

](ОН)

, с образованием гидрата окиси калия, крем-

незема и каолинита.

Нередко при гидролизе происходит и окисление: 4FeCO

+ 6H

O + O

→Fe(OH)

+ 4CO

. В результате двухвалентное же-

лезо сидерита переходит в трехвалентное. При гидролизе ионы

ОН- образуют с щелочными и щелочноземельными металлами

легко подвижные соединения, которые выносятся из пород. Гли-

нистые, алюминистые, железистые окисные минералы, образо-

вавшиеся при гидролизе, труднорастворимы (каолинит, гидро-

слюда, диаспор, гидраргиллит, лимониты и др.). Они выносятся

в виде взвеси водой или ветром, а также могут оставаться на

месте.

Окисление компонентов осадочных пород на стадии гиперге-

неза широко развито. Оно заключается в потере электронов ато-

мами или ионами окисляющегося вещества. При этом элементы

с переменной валентностью переходят в состояние с более вы-

сокой валентностью: Fe

→Fe

+ е. Процессы окисления глу-

боко затрагивают органические вещества — нефть, битумоиды,

рессеянное органическое вещество, каменные угли различных

марок. Конечный результат реакции — углекислота и, нередко,—

вода, при этом выделяется значительное количество тепла: С +

+ O

→O)

Сульфиды железа окисляются по следующей схеме:

2FeS

+ 2Н

O + 7О

→ 2FeSO

+ 2H

;

12FeSO

+ 3O

+ 6H

O → 4Fe

(OH)

+ 4Fe

(SO

)

Процессы окисления сопровождаются изменением окраски

пород. При окислении органических веществ породы осветля-

ются, железистые соединения приобретают бурую или желтую

окраску различных оттенков.

Восстановление — процесс, по своей природе противополож-

ный окислению. Он проявляется понижением валентности катио-

нов и, обычно, потерей кислорода восстанавливаемыми вещест-

вами. Восстановительная среда возникает в результате разложе-

ния органического вещества, жизнедеятельности организмов при

застойном режиме грунтовых вод или же при окислении проса-

чивающейся к поверхности нефти. Энергичные восстановители —

углерод, водород, сероводород. Реакции восстановления проте-

кают следующим образом:

2Fe

· n H

O + С → 4FeO + CO

+ n H

FeO +CO

→ FeCO

Реакция восстановления сульфатов нефтями и битумами

с образованием свободной серы протекает по следующей схеме:

CaSO

+ 2С → CaS + 2СО

; 2CaS + 2Н

О → Ca (OH)

+ Ca (SH)

;

Ca (OH)

+ Ca (SH)

+ 2СО

→ 2СаСО

+ 2H

S; H

S + O→ S + H

з Заказ № 1133

Рис. 16. Зависимость ра-

створимости кремнезема

и кальцита от рН и тем-

пературы.

1 — SiO

(по Г. Б. Алексан-

деру и др.); 2 —SiO

(по

Д. Окамото и ДР-):

3 — CaCO

(по К. Б. Kpayc-

копфу)

Восстановительные реакции в зоне гипергенеза нередко со-

провождаются образованием различных сульфидов.

Катионный обмен заключается в изменении состава мине-

ралов без изменения их структуры. Это происходит за счет за-

мещения одних катионов, непрочно удерживающихся в кри-

сталлической решетке, другими. Основные обменные катионы

+, Mg

, Na+, К+, H+. В результате катионного обмена одни

катионы накапливаются в твердой фазе, другие переходят

в раствор. Считают, что именно с этим процессом связано на-

копление калия в осадке и вынос натрия в океан. Очень харак-

терен катионный обмен для глинистых минералов—монтмо-

риллонита, гидрослюды и др.

Растворение в зоне гипергенеза — процесс весьма распро-

страненный. Главный растворитель — вода. Растворимость

в ней природных соединений колеблется в широких пределах —

от единиц миллиграммов до десятков граммов в 100 г воды.

Она определяется для каждого конкретного минерала термоба-

рическими условиями и качеством растворителя (рН, Eh, ми-

нерализация, солевой состав и т. д.). Для большинства природ-

ных соединений растворимость в воде повышается с возраста-

нием температуры и давления. Однако есть и исключения. На-

пример у каменной соли растворимость остается почти посто-

янной (36—40 г/100 г) при изменении температуры от 0 до

100

С, а у кальцита — понижается.

Большое влияние на растворимость минералов оказывает

рН. Карбонаты (рис. 16), полевые шпаты и плагиоклазы энер-

гично растворяются в кислых водах. Наоборот, растворению

кремнезема благоприятствуют высокощелочные воды. Способ-

ствует растворению кальцита и кремнезема углекислота, обра-

зующаяся при химических реакциях и разложении органиче-

ского вещества: CaCO

+CO

O⇄Ca(HCO

)

. Присутствие

в воде растворенных солей вызывает изменение растворимости

минералов. Обычно, если соединение не содержит элементов,

тождественных находящимся в растворе ионам, то раствори-

мость данного соединения повышается, и наоборот. В пресных

водах высока растворимость галоидов, нитратов, ниже — суль-

фатов, карбонатов, фосфатов.

Процесс растворения вещества в зоне гипергенеза сопро-

вождается выносом продуктов растворения из породы, образо-

ванием пор, каверн, крупных полостей, карстовых воронок, пе-

щер. В результате этого возрастает емкость пород по отноше-

нию к флюидам и понижаются их прочность, устойчивость

к механическим нагрузкам.

Конечный результат гипергенных процессов может быть

различным. Первый вариант — находясь на поверхности по-

роды полностью разрушается, а продукты, возникшие при этом,

служат материалом для образования новых осадочных пород.

Второй вариант — порода разрушилась еще не полностью, но

начались нисходящие движения, в результате чего осадочные

образования, подвергшиеся гипергенезу, будут захоронены но-

выми осадками. В них в значительной мере даже при погруже-

нии на глубину сохранятся высокие пористость и проницае-

мость. Эта особенность характерна для известняков и доломи-

тов, а также песчаников с карбонатным цементом.

Вопросы для самопроверки

1. Расскажите о катагенезе и его подстадиях.

2. Каковы термобарическая характеристика и мощность зоны ката-

генеза?

3. Перечислите факторы катагенеза и последствия их действия.

4. Назовите подстадии катагенеза и их отличие друг от друга.

5. Что такое метагенез и его отличие от катагенеза?

6. Что такое гнпергенез и предопределяющие его факторы?

7. Каковы последствия процесса гипергенеза?

Глава 6

эволюция и ПЕРИОДИЧНОСТЬ

ОСАДОЧНОГО ПРОЦЕССА

Периодичность и эволюция осадконакопления — одни из ос-

новных литологических проблем на пути создания теории оса-

дочного процесса. Первые упоминания об этих проблемах по-

явились еще в прошлом веке, но широкое внимание литологов

они привлекли только в конце 40-х годов текущего столетия.

К настоящему времени многие положения этих проблем разре-

шены. Тем не менее существует еще целый ряд спорных вопро-

сов, требующих своего решения.

§ 1. ПЕРИОДИЧНОСТЬ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

В разрезе осадочной оболочки Земли имеет место неодно-

кратная повторяемость слоев пород или даже целых комплек-

сов, близких по составу и внешнему облику. На это обстоя-

тельство обращали внимание еще С. Д. Ньюберри (1873 г.),

Б. Виллис (1893 г.) и другие ученые, но в планетарном мас-

штабе это явление отметил и дал принципиальное толкование

Л. В. Пустовалов в 1940 г. Повторяемость слоев и осадочных

комплексов (пачек, толщ, формаций) в истории Земли проис-

ходит на фоне общего поступательного развития планеты и на-

зывается периодичностью осадконакопления. Периодичность

имеет различные масштабы. Чередуются тонкие (сантиметры

и их доли) литологически однородные слойки, пласты и лито-

логические комплексы (толщи в десятки метров), состоящие из

целого набора пород, залегающих в определенной последова-

тельности. Высшую форму периодичности по Л. В. Пустовалову

составляют осадочные формации, достигающие толщины сотен

и тысяч метров.

Разномасштабность явления послужила основанием для вы-

деления периодичности низшего и высшего порядков. К перио-

дичности низшего порядка относят чередование элементарных

слойков или слоев, имеющих толщину от долей до десятков

сантиметров. Периодичность высшего порядка- составляют ли-

тологические комплексы (толщи, формации) толщиной в де-

сятки и сотни метров. В литературе периодичность низшего

порядка называют ритмичностью, а периодичность высшего

порядка — цикличностью, однако единства в терминологии нет.

В работах Н. M. Страхова во всех случаях используется тер-

мин ритмичность, а Н. Б. Вассоевич обе категории называл

цикличностью.

Материальное выражение периодичности осадконакопле-

ния — неоднократно и закономерно сменяющиеся в геологиче-

ском разрезе сочетания нескольких слойков, пластов, осадоч-

ных толщ и т. д. Одно из наиболее простых проявлений перио-

дичности (ритмичности) — чередование тонких слойков двух

каких-либо пород, например аргиллита и алевролита (рис. 17).

Подобного рода периодичность наблюдается и в других соче-

таниях: чередование слойков терригенных и карбонатных по-

род, чередование слойков хемогенных пород различного со-

става и т. д. Ритм может состоять также и из нескольких (три

и более) слойков или слоев с суммарной толщиной до метра

и более. Количество простейших ритмов в едином литологиче-

ском комплексе может достигать десятков тысяч. Пример та-

кой ритмичности — флиш, в составе которого преобладают тер-

ригенные (песчаные, алевритовые, глинистые) и карбонатные

(известняки, мергели) породы. Ритм может состоять, например

(снизу вверх) из слоев пес-

чаной, алевритовой и глини-

стой пород, то есть снизу вверх

размер частиц уменьшается.

Нижний элемент ритма (пес-

чаная порода) залегает на

размытой поверхности послед-

него элемента (глинистая по-

рода) предыдущего ритма. От-

дельные элементы (слои)

ритма могут выпадать. Тол-

щина элементарных слоев не-

постоянна и составляет от до-

лей до нескольких десятков

сантиметров, а весь ритм мо-

жет достигать 1 —1,5 м. Сум-

марная мощность флишевых

образований (формаций) до-

стигает нескольких сотен мет-

Рис. 17. Ритмичность, выраженная

чередованием слойков алевролита

(серое) и аргиллита (черное). При-

каспийская впадина, триасовые от-

ложения

ров и даже первых километ-

ров.

Среди причин, вызывающих

ритмичность, прежде всего

следует назвать сезонные го-

дичные и многолетние измене-

ния климата, связанные с цик-

лами солнечной активности:11

22, 35, 105, 150 лет и более.

Следует отметить, что подобная

периодичность наблюдается при изучении срезов деревьев, изве-

стковых водорослей, кораллов и других организмов. Совершенно

справедливо это явление Л. Н. Ботвинкина расценивает как сви-

детельство существования единой первопричины периодичности

такого рода. На периодичность низших порядков влияют также

изменения климата, связанные с периодичностью изменения

ориентировки земной оси (21 тыс. лет), колебанием угла на-

клона земной оси в плоскости ее орбиты (~40 тыс. лет), изме-

нением формы (эксцентриситета) последний (~92 тыс. лет).

Масштабы влияния этих явлений на ритмичность пока недоста-

точно исследованы. Наконец, причинами периодичности низших

порядков, например при образовании флиша, могут быть под-

водные землетрясения, вызывающие возникновение мутьевых

(турбидных) потоков в морских и океанических бассейнах. Су-

спензия, возникшая в результате взмучивания осадка в зоне

перехода шельфа в континентальный склон, имея большую

плотность, чем вода, устремляется вниз, увлекая новые осадки.

В зоне сочленения уклона с подводной равниной или в каньоне

скорость потока уменьшается и начинают осаждаться наибо-

лее крупные зерна, постепенно сменяющиеся все более тонкими

и, наконец, пелитовыми. Новый мутьевой поток размывает

часть верхнего глинистого слоя, а затем из него на размытую

поверхность начинают осаждаться частицы в прежней после-

довательности. Не исключено, что в ряде случаев формирова-

ние флиша происходило под влиянием колебательных движе-

ний земной коры, вызывавших систематические регрессии и

трансгрессии водных бассейнов. Возможно, что в формировании

флиша определенную роль играли оледенения (например плей-

стоценовые), сопровождаемые регрессиями и сменяющиеся

трансгрессиями в межледниковые периоды,-

Периодичность высших порядков во временном понимании

охватывает значительные отрезки геологической истории —

каждый элемент периодичности составляет от десятков тысяч

до десятков и даже сотен миллионов лет. Н. Б. Вассоевич пред-

ложил периодичность продолжительностью 5· 10

—1· 10

лет

именовать мезоциклами, 1· 10

— 6· 10

лет—макроциклами и

6· 10

—1,5· 10

лет — мегациклами; или серия циклов — мезо-

цикл, серия мезоциклов — макроцикл, серия макроциклов—ме-

гацикл. Элемент периодичности высшего порядка — цикл, мо-

жет состоять из десятков и сотен слоев и пластов, суммарной

толщиной до 1—2 км и иногда более.

В качестве примера периодичности высшего порядка рас-

смотрим формирование наиболее полно изученных угленосных

циклов (рис. 18). На фоне медленного регионального погруже-

ния земной коры происходят относительно кратковременные

движения положительного знака, сопровождаемые регрессией

моря. На возникшей суше при этом происходит формирование

речной сети и накопление аллювиальных осадков, но преобла-

дают эрозия и денудация. За счет разрушающихся отложений

в прибрежной части водоема накапливаются более грубозерни-

стые осадки, чем прежде. Таким образом происходит общая

нивелировка местности с образованием лагун и болот. После-

дующее погружение территории сопровождается трансгрессией

моря.

В каждой из отмеченных обстановок в условиях конкрет-

ного климата накапливался осадок определенного состава и

строения. В описанном примере, в основании цикла залегает

регрессивная серия отложений, представленная в пределах

бывшей суши, как правило, аллювиальными отложениями, не-

редко залегающими на размытой поверхности более древних

пород. В прибрежной части моря в то же время накаплива-

ются песчаные и алевритовые осадки, нередко с обильными

растительными остатками. Их перекрывают лагунные, а затем

болотные отложения, представленные глинистыми или алеври-

тово-глинистыми породами с обилием Обугленной растительной