Справочник по литологии

Подождите немного. Документ загружается.

Формы .переноса веществ на стадии седиментогенеза различны. Для рек

данные о формах переноса веществ систематизированы Н. М. Страховым

(1957 г., I960 г.).

В соответствии с различием форм переноса осадочного вещества находятся

и различия в механизме его осаждения (седиментации), который, по Р. С. Без-

бородову (19S8 г.), делится на следующие основные типы: 1) кластогенный,

коллоидогенный, 3) ионогенный (а — эвапоритовый, б — ионобиогенный). На

этом принципе основана и предложенная Р. С. Безбородовым генетическая

классификация осадков и осадочных горных пород.-

К стадии седиментогенеза в широком понимании П. П. Тимофеев и др. [3J

относят и процессы оторфования, накопленного в осадках отмершего раститель-

ного материала, состоящие прежде всего в его микробиологическом разложении

(гумификации) и дезинтеграции.

Последующие, постседиментационные процессы литогенеза протекают доста-

точно специфично и приводят к существенно различным результатам в различ-

ных условиях, прежде всего в зависимости от исходного состава отложений, фа-

циальных условий их накопления, значений Eh и рН среды, температуры, давле-

ния, состава поровых растворов, скорости и длительности протекания процессов

и ряда других факторов.

Диагенез. Диагенез, в близком соответствии с первоначальным определени-

ем этого понятия, данным А. Е. Ферсманом, представляет собой стадию пре-

вращения осадка в осадочную горную породу. Именно таков смысл, вклады-

ваемый в это понятие советскими геологами. За рубежом диагенез обычно трак-

туют значительно шире, распространяя его нижнюю границу до начала мета-

морфизма. При этом вторичные преобразования, происходящие в уже сформиро-

ванной осадочной породе и соответствующие катагенезу в понимании советских

геологов, относятся обычно к так называемому «позднему диагенезу».

По Н. М. Страхову, наиболее глубоко разработавшему теорию диагенеза,

вступающий в стадию диагенеза осадок представляет собой сильно обводненную

неравновесную физико-химическую систему, нередко со значительным количест-

вом живого (бактерии) и мертвого органического вещества. В дальнейшем на

стадии диагенеза происходят процессы, ведущие к физико-химическому «уравно-

вешиванию» осадка.

Основными результатами диагенетических процессов являются: 1) аутиген-

ное образование новых минералов (и отчасти растворение химически неустой-

чивых минералов), 2) перераспределение и перекристаллизация вещества осад-

ков,

3) локальная и обычно слабая литификация осадков.

В частности, при процессах аутигенного минералообразования на стадии

диагенеза могут образовываться многие карбонаты, сульфиды, глинистые мине-

ралы, цеолиты и др. Особенно характерны для стадии диагенеза аутигенные

сульфиды и карбонаты, содержащие двухвалентные железо и марганец.

Определяющее влияние на ход диагенетического аутигенеза минералов ока-

зывают прежде всего величины Eh и рН среды, связанные главным образом с

содержанием (количеством и качеством) органического вещества в осадке.

Н. М. Страхов в рамках диагенеза выделяет ранний диагенез, харак-

теризующийся генерацией диагенетических минералов, и поздний диагенез,

характеризующийся перераспределением вещества и формированием карбонат-

ных, кремнистых, сульфидных и других стяжений, а также локальной литифи-

кацией осадков. При этом в рамках раннего диагенеза Н. М. Страхов выделяет

£0

S этапа: 1) окислительный, характеризующийся формированием глауко-

нита, фосфатов, цеолитов <и др., и 2) восстановительный, характери-

зующийся формированием прежде всего лептохлоритов, карбонатов, сульфидов.

Существенная роль на обоих этапах раннего диагенеза принадлежит бак-

териальной деятельности, которая в дальнейшем прекращается.

На последующих (HI, IV) этапах диагенеза, наряду с перераспределением

вещества и отчасти продолжающимся появлением минеральных новообразований ,

(что приводит главным образом к возникновению цемента и конкреционных '

стяжений), происходит прогрессирующее уплотнение осадка, сопровождающееся^

(на IV этапе) частичной дегидратацией содержащих воду минералов « процес-

сами перекристаллизации минералов.

Общая мощность зоны диагенеза составляет обычно несколько десятков

метров, реже несколько более. Максимальная глубина протекания процессов

диагенеза, по Н. М. Страхову, составляет около 300 м. Однако по результатам

глубокого бурения в океанах мощность зоны диагенеза может, по-видимому,

превышать эту величину, достигая 500—1000 м (Н. В. Логвиненко, 1980 г.).

Катагенез. Катагенез представляет собой длительную стадию вторичных из-

менений осадочной породы, следующую при прогрессивном развитии процессов

литогенеза за стадией диагенеза и предшествующую превращению осадочной

породы в породу метаморфическую.

Граница между различными стадиями постседиментационного преобразова-

ния осадочного вещества является пока несколько проблематичной. Это отно-

сится, в частности, к границе между осадочными и метаморфическими порода-

ми,

т. е. нижней границе катагенеза. Данный вопрос отражен в публикациях

В.

С. Соболева, Н. Л. Добрецова, Н. В. Логвиненко, В. Н. Иванова, Д. Кумб-

са, В. Файфа и др.

Основными факторами катагенеза являются температура, давление, состав

поровых вод, а также геологическое время. Строгой корреляции между этапами

катагенеза и глубиной в общем случае не существует. Подобная корреляция

может выдерживаться лишь в пределах относительно обособленных (автоном-

ных) осадочно-породных бассейнов для ограниченных отрезков их геологиче-

ской истории. При этом глубина расположения одноименных границ между

подзонами катагенеза в общем случае уменьшается в областях максимумов гео-

температурного поля, а также с увеличением продолжительности проявления

процессов катагенеза (прогрессивного катагенеза*). В этом отношении интерес-

ны,

в частности, данные А. В. Копелиовича, А. Г. Коссовской, В. Д. Шутова

и др. (1971 г.) о значительном смещении границы между выделяемыми этими

авторами зонами начального и глубинного катагенеза в отложениях различного

возраста. Так, в неогеновых отложениях Апшеронского полуострова эта граница

проходит ниже 5 км, в мезозойских отложениях Восточной Сибири — примерно

на глубине 2,5 км, в палеозойских отложениях Русской платформы — на глубине

около

1,3—1,7

км, а в рифейских отложениях Русской платформы — на глубине

менее 1 км.

В течение длительного времени была принята, по сути, «углемарочная» шка-

ла катагенеза. В последнее время, однако, показана недостаточная удовлетво-

рительность такого подхода и предложено отказаться от «углемарочной» шкалы

катагенеза [2 и др.]^

* В условиях поднятия территории, сопровождающихся снижением температуры и дав-

ления, происходят катагенетические изменения, именуемые регрессивным катагенезом.

Шкалы катагенеза (Н.Б. Вассоевич, М.К. Калинко, А.А. Карцев, А.Э. Конторович,

Н.В.Лопатин, Ю.Р. Мазор, С.Г. Неручев, В.И. Ручное, B.B. Чернышев и др.)

Таблица

7-2

Соотношение градаций литогенеза Таблица 7-3

с наиболее распространенными шкалами углефикации (сопоставление условное)

Новая шкала катагенетических градаций (табл. 7-2), предложенная*

Н. Б. Вассоевичем и др. [2], основана прежде всего на учете изменений элемент-

ного состава и оптических свойств преобладающего мацерала — витринита. Эта

шкала во многом базируется на шкале углефикации (табл. 7-3), разработанной-

для Донбасса и уточненной многими геологами и углепетрографами (Л. И. Сар»

беевой, М. Л. Левенштейном, И. И. Аммосовым и др.).

Указанная шкала (см. табл. 7-2) предусматривает выделение в рамках ста-

дии катагенеза трех подстадий, или этапов — протокатагенеза, мезо-

катагенеза и а п о к а т а г е н е з а и 12 градаций — трех в составе первой,

пяти в составе второй и четырех в составе третьей из указанных подстадий.

При изучении катагенетических преобразований обломочных (прежде всего

песчаных) пород, .наряду с другими показателями (состав цемента и др.) и ме-

тодами их изучения, существенное значение имеет методика количественной

оценки преобразований по результатам подсчетов специфических форм контак-

тов (конформных, инкорпорационных, микростилолитовых и др.) между обло-

мочными зернами.

Наиболее изученными в настоящее время являются катагенетические измене-

ния осадочных толщ терригенного типа. В разрезе таких толщ ряда областей

по результатам изучения минерального состава и структурных особенностей по-

род выделяются зоны начального, или раннего, и глубинного, или позднего, ка-

тагенеза.

В частности, по результатам изучения минерального состава и структурных

особенностей пород в разрезе терригенных отложений Верхоянской геосинклина-

ли А. Г. Коссовской и В. Д. Шутовым [3] выделены следующие зоны постдиа-

генетического изменения осадочного вещества:

1) зона неизмененного глинистого цемента;

2) зона измененного глинистого и кварц-регенерационного цемента;

3) зона кварцитовидных структур и диоктаэдрически-гадрослюдисто-хлори-

тового цемента;

4) зона «шиловидных» структур песчаников и филлитоподобных сланцев.

Первая из этих зон считается лачальнокатагенетической, вторая — поздне-

катагенетической. Третья зона (наряду с соответствующей ей кварц-диккитовой).'

в одних случаях относится к позднему катагенезу, в других — ее относят к так

называемому раннему метагенезу — более глубокой стадии изменения осадочных

пород (вопрос о метагенезе рассматривается ниже). По современной шкале

катагенеза (см. табл. 7-2) эта зона примерно соответствует нижней части зоны

мезокатагенеза (наиболее близко — градациям МКз и МК4). Четвертая зона по

современной шкале примерно соответствует по объему зоне апокатагенеза.

Более развернутая характеристика особенностей постдиагенетического струк-

турно-минералогического преобразования терригенных пород различного типа,

а также других типов пород дана в сборнике «Диагенез и катагенез осадочных

образований» (1971 г.) в работах Н. В. Логвиненко (1968 г.), А. Г. Коссовской

и В. Д. Шутова (1971 г.), М. Е. Каплана (1970 г.) и др.

Зональность, принципиально сходная с установленной для отложений Вер-

хоянской геосинклинали, отмечается и для других областей — Большого Дон-

басса (Н. В. Логвиненко, Г. В. Карпова и др.), Западной Сибири (Г. Н. Пера-

зио и др.) и др.

Весьма интересным фактом, установленным в последние два десятилетия-

(В.

Д. Лоури, К. Р. Чепиков, Н. А. Орлова, Г. Фюхтбауэр, Г. Э. Прозорович

и др.), является то, что приход нефти в породы-коллекторы приостанавливает

катагенетическое преобразование этих пород (в пределах залежи), «консерви-

руя» их основные структурно-минералогические особенности и коллекторскяе

свойства. Учет этой закономерности имеет существенное практическое значение,

поскольку позволяет по диалогическим данным определять глубину, время и

некоторые особенности истории формирования нефтяных залежей и содействует

более правильному и обоснованному прогнозированию коллекторских свойств

пород и оценке перспектив нефтеносности глубоких горизонтов. Вместе с тем,

на газовые залежи эта закономерность, по-видимому, не может быть распрост-

ранена в полной мере. Кроме того, в настоящее время имеются данные, по-

зволяющие полагать, что некоторые процессы постседиментационного преобра-

зования осадочного вещества гранулярных коллекторов продолжаются и в при-

сутствии нефти в этих коллекторах. Это относится прежде всего к положитель-

ной структурной трансформации глинистых минералов типа перехода каолинита

в диккит.

О метагенезе. Термин метагенез употребляется в настоящее время в раз-

личных значениях. Основные, наиболее часто встречающиеся значения данного

термина таковы:

1) региональный метаморфизм;

2) ранний метаморфизм — стадия глубокого изменения осадочных пород,

следующая за катагенезом (в его «усеченном» объеме, соответствующем лишь

прото- и мезокатагенезу) и предшествующая региональному метаморфизму;

3) катагенез (также в его «усеченном» объеме) и ранний метаморфизм

(протометаморфизм).

Необходимо отметить, что впервые данный термин был предложен Н. Б. Вас-

соевичем в первом из указанных выше значений.

Вторая из отмеченных точек зрения на объем понятия «метагенез» принад-

лежит А. Г. Коссовской, Н. В. Логвиненко и В. Д. Шутову, третья — Н. М. Стра-

хову.

Использование современной шкалы катагенеза с подразделением последнего

на прото-, мезо- и апокатагенез позволяет полностью охватить в рамках ката-

генеза все постдиагенетические преобразования осадочного вещества (исключая

метаморфизм). При этом, исходя, в частности, из соображений системности тер-

минологического обозначения различных стадий возникновения и изменения по-

род, за наиболее глубокими региональными изменениями пород, следующими за

катагенезом, и предшествующими палингенезу, в соответствии с предложением

Н. Б. Вассоевича, целесообразно закрепить термин метагенез.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Вассоевич Н. Б. Циклы седиментации, литогенеза и нефтегазообразова-

яия.

— В сб. «Осадочные бассейны и их нефтегазоносность». Тезисы докл., M.,

изд-во МГУ, 1975, с. 3—13.

Неручев С. Г., Вассоевич Н. Б., Лопатин Н. В. О шкале катагенеза

s связи с нефтегазообразованием. — В сб. «Горючие ископаемые». МГК,

XXV сесс, докл. сов. геол. M., Наука, 1976, с. 47—62.

Новое в учении о стадиях осадочного породообразования/П. П. Тимофе-

ев,

А. Г. Коссовская, В. Д. Шутов, Л. И. Боголюбова, В. А. Дриц. —Литол. и

полезн. ископ., 1974, № 3, с. 58—82.

Часть III

КЛАССИФИКАЦИИ И ХАРАКТЕРИСТИКА РАЗЛИЧНЫХ

ТИПОВ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД.

ИХ СВЯЗЬ С ПОЛЕЗНЫМИ ИСКОПАЕМЫМИ

Глава 8

ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ

§ 1. КРУПНООБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ

Общая характеристика. Крупнообломочными (или грубообломочными) назы-

ваются обломочные породы, содержащие более 25% (по весу или объему) об-

ломков, величина которых по длинной оси превышает 1 мм (по другим класси-

фикациям 2 мм, иногда 5 мм).

Крупнообломочные породы именуются иногда псефитами*, а сцементиро-

ванные разности — псефитолитами (лучше говорить о псефолитах).

В американской геологической литературе крупнообломочные породы ча-

сто именуются рудитами.

Крупная величина обломков, слагающих псефиты, обусловливает ряд спе-

цифических черт этих пород. Существенным, например, является то, что облом-

ки представлены обычно большей частью (или даже исключительно) горными

породами, а не минералами. Лишь некоторые гравелиты занимают в этом от-

ношении промежуточное положение. Крупная величина обломков позволяет не-

посредственно в поле производить измерение их размеров, детально характери-

зовать форму, поверхность, определять особенности взаимного расположения и

пространственную ориентировку уплощенных или удлиненных галек и т. д.

Крупнообломочные породы (коп.), состоящие из окатанных обломков, на-

зываются конгломератами, из неокатанных (угловатых) обломков — брекчиями.

В генетическом отношении коп. (в широком их понимании) объединяют пять

различных по происхождению (а также распространенности и другим особен-

ностям) групп пород — собственно осадочные, вулканогенно-

осадочные (и о с а д о ч н о - в улканогенные), собственн о-в у л-

каногенные, тектонические и сопочные (или брекчии грязевых

вулканов).

Собственно осадочные коп. относят к отложениям самых различных гене-

тических типов — элювиального, делювиального, аллювиального, пролювиального,

прибрежно-озерного, прибрежно-морского, собственно морского, ледникового,

эолового.

В коп. в общем случае различаются три составных элемента: 1) обломки

пород (или минералов) размером не менее 1 мм, высокое содержание кото-

рых является диагностическим признаком крупнообломочных пород; 2) з а п о л-

* Эта терминология редко применяется литологами.

7—556

няющее вещество*, представляющее собой относительно более тонкий об-

ломочный материал (например, песок), отложившийся одновременно или почти

одновременно с крупными обломками; 3) цемент, или связывающее вещество,

обычно эпигенетичное по отношению к обломкам и к заполняющему материалу,

представленное кальцитом, кварцем, окислами и гидроокислами железа или

другими минералами, образующимися из истинных или коллоидных растворов.

Понятие о заполняющем веществе в значительной мере условно. Во многих

конгломератах заполняющим веществом является песок с гравием или гравий

с мелкой галькой.

По минерально-петрографическому составу обломков крупнообломочные по-

роды делятся на три группы — мономиктовые (мономинеральнокластические

и монопородные, или монопетрокластические), олигомиктовые и поли-

миктовые.

Мономиктовые крупнообломочные породы состоят более чем на 90% из

обломков одной и той же породы (мелкий гравий может состоять и из зерен

минералов, чаще всего кварца), олигомиктовые — из 2—3 типов пород, полимик-

товые — более чем ® типов пород.

Для коп. собственно вулканического происхождения (вулканические агломе-

раты и брекчии) характерно, что обломки представлены, как правило, скрыто-

кристаллическими, неполнокристаллическими или стекловатыми изверженными

породами, а заполняющим является туфогенный материал (нередко с вторичным

минеральным цементом).

Коп. в том или ином количестве встречаются почти во всех типах осадоч-

ных и вулканогенно-осадочных геологических формаций самого разного возра-

ста — от докембрийских до современных. Однако в сложении большинства гео-

логических формаций (за исключением верхнемолассовой и осадочно-вулканоген-

ных) крупнообломочные породы редко играют большую роль. Обычно они-

встречаются лишь в виде отдельных пачек, слоев,.линз и других локальных и

не очень мощных скоплений.

Среди древних конгломератов первое место по распространенности и мощ-

ности занимают предгорные конгломераты, представляющие собой конусы вы-

носов горных рек. Именно так возникли молассовые (верхнемолассовые) и мо-

лассоидные конгломераты.

Площадное распространение конгломератов и брекчий может быть самым

различным. Базальные конгломераты, особенно платформенные, иногда бывают

распространены на площади в сотни квадратных километров, а туфогенные

конгломерато-брекчии и конгломераты — и на тысячи квадратных километров.

Предгорные брекчии в ископаемом состоянии обычно локализованы, а конгло-

мераты образуют длинные зоны, тянущиеся на многие сотни километров.

Текстурные и структурные особенности. Структурные особенности крупно-

обломочных пород определяются прежде всего размерами (в том числе сте-

пенью сортировки по размерам) и формой обломков, т. е. их гранулометрией

(или, точнее, псефометрией) и морфометрией, а также наличием или отсутствием

заполняющего вещества (матрицы) и цемента, количественными соотношения-

ми между обломками, матрицей и цементом, характером их взаимного распо.

ложения, структурным типом заполняющего вещества.

* В зарубежной геологической литературе заполняющее вещество обычно описывается

под названием «матрица породы» (Гриффите, 1971 г. и др.).

Рис. 8-1. Три взаимоперпендикулярные оси,

по которым измеряют длину А, ширину В

и толщину С обломков (по Ф. Петтиджо-

ну, с небольшими изменениями)

Соответственно выделяют псефитовые, псаммо-псефитовые и некоторые дру-

гие типы структур крупнообломочных пород (о различной структурой цемента).

Более детальная структурная классификация крупнообломочных пород, основан-

ная на учете размеров и формы (степени окатаняости) слагающих их облом-

жов,

приводится ниже.

Текстурные особенности крупнообломочных пород определяются прежде

всего наличием или отсутствием слоистости и ее характером, взаимным распо-

ложением обломков, их пространственной ориентировкой.

Соответственно, выделяют текстуры

слоистые (горизонтально-слоистые, косо-

слоистые, диагональнослоистые и др.) и

яеслоистые, ориентированные (в том

числе чешуйчатые, черепитчатые и др.)

и неориентированные.

Размеры и форма обломков харак-

теризуются тремя основными величи-

нами— длиной, шириной и толщиной,

измеряемыми, соответственно, по осям

А, В и С. Все три оси взаимно перпен-

дикулярны, но часто пересекаются не

«в одной точке, а в двух (А+В и А+С),

как это показано на рис. 8-1. Принято

говорить о длине осей. Ось А всегда

больше или равна оси В, а ось В —

-оси С, т. е.

А^В^С.

Многочисленные коэффициенты, предложенные для ха-

рактеристики формы обломков, основаны на формулах, в которых фигурируют

два или все три размера.

Во многих случаях анизометрические обломки в крупнообломочных породах

•более или менее закономерно ориентированы в пространстве — по отношению

к странам света (географическая или абсолютная ориентировка) и по отноше-

нию к поверхности наслоения и косым слойкам (относительная ориентировка).

Выявление закономерностей в ориентировке окатышей нередко позволяет сделать

выводы об условиях образования конгломератов, могущие иметь большое науч-

ное и практическое значение.

Относительную ориентировку определяют для двух типов обломков — для

уплощенных (чаще) и для вытянутых (реже) и по отношению к нормальному

напластованию и (или) косым слойкам. Обломки такого типа могут залегать

параллельно наслоению или же под различными углами к нему. То же может

иметь место и по отношению к косым слойкам.

В широком понятии о географической, или абсолютной, ориентировке ока-

тышей следует различать три более узких понятия —о первой, второй и третьей

ориентировкаха

Первая абсолютная ориентировка—это ориентировка плоскости, в кото-

рой лежат длинная А и средняя В оси окатышей; понятие о первой ориентиров-

ке аналогично понятию об элементах залегания пластов; такой вид ориентиров-

ки окатышей, так сказать, по их уплощенности, можно условно именовать на-

клоном или падением галек (валунов) и документировать азимутом падения

и углом падения плоскости AxB.

Вторая ориентировка — это ориентировка длинной оси окатышей, имею-