Литология

Астраханский государственный технический университет ЛЕКЦИИ по дисциплине «Литология» для студентов специальности 130304 «Геология нефти и газа» (часть I) Астрахань, 2017 1. Литология и ее задачи. Возникновение петрографии осадочных пород как необходимость глубокого и всестороннего познания осадочных образований. Литология – новая ступень развития науки об осадочных породах. Достижения литологии в России и за рубежом. Структура науки и ее положение в комплексе наук о Земле. Роль геологии для решения задач геологии нефти и газа. 2. Общие сведения об осадочных породах. Объемы, масса, распространенность. Сравнительный анализ химического и минерального составов осадочных и магматических пород 3. Состав и строение осадочных пород, принципы и схемы их классификации. Главные составные части осадочных пород. 4. Стадии осадочного породообразования. Обстановки осадконакопления. Литогенез. Стадия седиментогенеза. Основные этапы. Образование осадочного материала. Механическое раздробление, химическое разложение, морское подводное разложение (гальмиролиз), их основные факторы и продукты. Кора выветривания. Роль организмов в образовании осадочного материала. Вулканогенный и космический осадочный материал. Роль внешних геосфер, глубинных недр, космического пространства в формировании осадочного материала. Перенос осадочного материала. Транспортирующая деятельность атмосферы, водных потоков, льда, моря и организмов. Значение силы тяжести. Перенос обломочного, сорбированного, коллоидного, биогенного материала и растворенных веществ. Факторы, определяющие дальность и продолжительность миграции отдельных компонентов. Накопление осадков. Осаждение обломочного, биогенного, растворенного и коллоидного материала. Осадочная дифференциация вещества. Виды осадочной дифференциации. Геологическое значение осадочной дифференциации. Дифференциация и интеграция осадочного материала. Стадия диагенеза. Термобарические условия. Энергетика процессов диагенеза. Факторы и последствия. Роль организмов. Глубинные границы и мощность зоны диагенеза 5. Основные условия образования осадочных пород. Влияние климата и тектоники на литогенез и строение осадочных толщ. Типы литогенеза по Н.М. Страхову. Характерные породы для конкретных типов литогенеза. Эволюция осадочного процесса и периодичность осадочного породообразования. Принцип и метод актуализма. 6. Вторичные изменения осадочных пород. Стадия катагенеза, факторы, движущие силы и основные процессы. Метагенез – стадия глубокой переработки осадочных пород. Стадия гипергенеза. Изменение осадочных пород под действием поверхностных агентов 7. Структура обломочных пород с учетом размера и формы обломков, степени их отсортированности. Структуры биогенных пород. Текстуры осадочных пород: поверхности слоев, внутрислоевые. Цвет осадочных пород. Его происхождение и палеогеографическое значение. 8. Основные типы осадочных горных пород. Макроскопическое описание пород различных генетических типов. Обломочные и вулканогенно-осадочные. Общая характеристика, номенклатура, классификация, структурные особенности, минералого-петрографический состав. Состав, структура и тип цемента обломочных пород. Условия образования и практическое значение. Глинистые породы. Общая характеристика, состав, главнейшие разновидности глинистых пород и их физические свойства. Эволюция глинистых минералов при погружении. Генетическое значение глинистых минералов. Ассоциация глинистых осадков и РОВ. Нефтематеринские толщи 2 Хемогенные и биогенные породы. Общая характеристика. Номенклатура и классификация. Карбонатные породы. Классификация по генезису и минеральному составу. Структуры и текстуры. Условия образования. Значения как полезных ископаемых и емкостей для нефти и газа. Соляные породы. Основные структуры, текстуры и формы залегания. Распространенность. Кремнистые и фосфатные породы. Общая характеристика. Состав и структура. Формы нахождения, условия образования и типы пород. Значение пород как полезных ископаемых. Каустобиолиты. Химико-минералогический состав, структуры, распространение и условия образования. Промышленное значение осадочных руд. 3 газа. Лекция №1-2. Литология и ее задачи. Роль литологии для решения задач геологии нефти и Литология - одна из фундаментальных наук геологического цикла. Она все шире внедряется в различные области геологических исследований и не случайно появление новых научных и прикладных направлений, связанных с литологией. В нефтегазовой геологии это литология природных резервуаров, нефтегазопромысловая литология, литолого-фациальный и формационный анализ и др. Литология - наука о современных осадках и осадочных горных породах. Название ее происходит от греческих слов «литос»— камень и «логос» — учение. В начале XX в. литология обособилась от общей петрографии. В ее составе выделяют: общую литологию; петрографию осадочных пород; методы исследования осадочных пород. В настоящее время сложилось три направления исследований по общей литологии. Стадиальное, или стадиально-литологическое - рассматривает историю осадочной горной породы от зарождения осадочного материала через его перенос н осаждение, превращение осадка в осадочную горную породу, бытие последней, вплоть до ее исчезновения в результате гипергенеза или метаморфизма. Седиментационно-генетическое рассматривает факторы, механизмы и обстановки осадконакопления. Акцент здесь делается на обстановки и условия осадконакопления. Поэтому оно тесно связано с фациально-генетическнм анализом и служит его базой. Фациальный анализ - это средство для воссоздания физико-географических обстановок геологического прошлого. Он слагается из комплекса приемов и методик, позволяющих на основании литологических признаков и свойств осадочных пород, комплекса заключенных в них органических остатков и следов жизнедеятельности, особенностей распространения и взаимоотношения осадочных тел устанавливать условия осадконакопления. Историко-литологическое направление изучает эволюцию, а также периодичность осадочного породообразования в истории Земли, изменение состава и наборов пород, способов и механизмов, а также обстановок и условий осаждения материала. В числе первых исследователей осадочных пород с научными целями были М. В. Ломоносов («О слоях земных» (1763 г.)), Д. Геттон (1795 г.) (книга об условиях образования некоторых осадочных пород Англии), Н. А. Головкинский (1867 г.) и И. Вальтер (1894 г.) (работы в области фациальнго анализа), Д. С. Ньюберри (1872 г.) (цикличность осадкообразования). В конце XIX в. и позднее плодотворно работали по изучению отдельных проблем литологии И. А. Андрусов, А. П. Карпинский, французский ученый Л. Кайе. Большую роль в становлении науки об осадочных породах сыграли работы В. И. Вернадского (1863 - 1945 гг.). Им было обращено внимание на исключительно большое влияние органической жизни на формирование многих осадочных пород. И. М. Губкин (1871 - 1939 гг.) оценил значение различных осадочных пород как резервуаров нефти и газа, показал возможности фациального анализа для прогнозирования нефтегазоносности недр. В 1922 г. курс петрографии осадочных пород был введен в Московском и Казанском университетах. В это же время Д. В. Наливкин создал курс «Учение о фациях» и начал его читать в Ленинградском горном институте. В 1923 г. Я. В. Самойлов сформулировал основные задачи литологии, наметил программу и методологию исследований осадочных пород. В эти же годы А. Д. Архангельский разрабатывал основы фациального анализа. В двадцатые годы прошлого столетия английский ученый Г. Мильнер разработал методы исследования минеральных зерен и заложил основы микропетрографической корреляции. 4 М. С. Швецов одним из первых создал курс осадочной петрографии для вузов и написал учебник «Петрография осадочных пород» (1932 г.). Работы В. П. Батурина в области микропетрографической корреляции и восстановления палеогеографии по терригенным компонентам (1930 - 1945 гг.) не потеряли своего значения до настоящего времени. Л. В. Пустовалов (1902 - 1970 гг.). опубликовал в 1940 г. двухтомную монографию «Петрография осадочных пород». Л. В. Пустоваловым было введено в науку учение об осадочной дифференциации, представление о периодичности осадкообразования. Н. М. Страхов (1898 - 1978 гг.) обобщил огромный литературный материал, выполнил ряд важных исследований по современному осадкообразованию. На основе сравнительно-литологического метода он разработал теорию осадочного породообразования. Среди зарубежных исследователей значительный вклад в развитие науки об осадочных породах в последние годы сделали голландский исследователь К. Эдельман - в области палеогеографических реконструкций, американские литологи Крумбейн, Л. Слосс, Ф. Петтиджон. В области современного морского и океанического осадконакопления большой интерес представляют работы американского ученого Ф. Шепарда. Большой вклад в развитие литологии внесли Ю. А. Жемчужников, Л. Б. Рухин, Г. И. Теодорович, Н. Б. Вассоевич, С. Г. Саркисян, М. В. Кленова, Г. И. Бушинский, Ю. П. Казанский, A. Г. Коссовская, Г. Ф. Крашенинников, А. П. Лисицын, Н. В. Логвиненко, В. И. Попов, А. Б. Ронов, П. П. Тимофеев, B. Н. Холодов и др. В области изучения литологии природных резервуаров большое значение имели работы И. А. Конюхова, К. Р. Чепикова, А. А. Ханина, М. К. Калинко, К. И. Багринцевой, О. А. Черникова. Из зарубежных исследователей по этому направлению успешно работали С. Д. Пирсон, В. Энгельгардт и другие. Литология тесно связана с науками геологического цикла - стратиграфией, палеонтологией, кристаллографией, минералогией, геотектоникой, исторической геологией, учением о нефти и другими. Она использует возможности этих наук и вместе с тем решает задачи, необходимые для них. В литологии широко используются сведения, методы и приемы систематизации данных из наук физико-математического и физикохимического циклов. При обработке литологических материалов в настоящее время все шире внедряется электронно-вычислительная техника. Общие сведения об осадочных породах Осадочные горные породы - основной объект исследования литологии. Под осадочной горной породой понимают геологическое тело, состоящие из минеральных или органических образований, а также их сообществ, сформировавшееся из отложившегося на поверхности суши или на дне водоема осадка, и существующее в термобарических условиях, характерных для приповерхностной части земной коры. Осадочные породы широко распространены на планете. Они покрывают около 75 % суши. Вместе с тем осадочные горные породы составляют лишь незначительную часть массы Земли и даже в самой верхней части земной коры до глубины 16 км они составляют лишь около 5 % массы (по Ф. Кларку). Сейсмические исследования последних лет позволяют считать, что в наиболее погруженных осадочных бассейнах мощность осадочных толщ достигает 20-23 км. Наряду с этим в некоторых районах мощность осадочных образований составляет единицы метров и менее. Ниже осадочных пород, как правило, залегают метаморфические, в значительной своей части являющиеся продуктом преобразования более древних осадочных пород. Реже осадочные породы залегают непосредственно на коре выветривания магматических пород. Исходным материалом для образования осадочных пород служат продукты механического разрушения и химического разложения более древних пород 5 (магматических, метаморфических, осадочных), жизнедеятельности организмов, вулканической деятельности, а также атмосферные газы, вода с растворенными в ней веществами и космические образования (космическая и метеоритная пыль, метеориты). Движущие силы процесса породообразования - экзогенные (атмосфера, гидросфера, тепло химических реакций, протекающих на поверхности Земли, деятельность организмов и др.), эндогенные (в основном тектонические) и космические (солнечная радиация, силы тяготения Солнца и Луны и др.) виды энергии. Процесс породообразования, или литогенез, представляет собой комплекс механических, физических, химических и биологических превращений, совершающихся на различных стадиях. Продолжительность процесса породообразования зависит от состава осадочного материала и может достигать сотен тысяч лет. Наступающая после образования породы стадия жизни или бытия может продолжаться сотни миллионов лет. Завершается эта стадия разрушением осадочной породы в случае выхода на поверхность, или превращением ее в метаморфическую в случае глубокого погружения. Осадочные породы отличаются от магматических и метаморфических минеральным составом, строением, меньшими прочностью и плотностью, наличием органических остатков. Значительный объем в осадочных породах часто составляют пустоты различного размера, заполненные жидкостями или газами. По химическому составу осадочные породы сходны с магматическими и метаморфическими - в тех и других преобладают кислород, кремний, алюминий (табл. 1). Это свидетельствует о едином источнике материи. Повышенное содержания углерода в ОГП по сравнению с магматическими связано с поступлением его из атмосферы вследствие образования известняков, доломитов, каменных углей и других органических образований. Повышенное содержание водорода определяется их большой водонасыщенностью. Большая доля кислорода в осадочных породах также определяется поступлением его из атмосферы в осадок вследствие процессов окисления, а также и за счет обводненности осадочных пород. Резко пониженное содержание натрия в осадочных породах, по сравнению с магматическими, объясняется тем, что при разрушении магматических пород значительные количества элемента переходят в растворенное состояние и концентрируются в водах Мирового океана. Осадочные породы существенно отличаются от магматических и метаморфических по минеральному составу. В осадочных образованиях ведущая роль принадлежит минералам, устойчивым в обстановке земной поверхности (кварц, халцедон, мусковит). Малоустойчивые на поверхности минералы - силикаты из групп пироксенов, амфиболов, оливин, плагиоклазы (особенно основные и средние) в осадочных породах или отсутствуют вообще или же встречаются в виде акцессорных образований. В составе осадочных пород вместо неустойчивых минералов появляются вновь образованные (аутигенные), устойчивые на поверхности, глинистые, карбонатные, сульфатные, фосфатные и другие минералы, а также органическое вещество - продукт жизнедеятельности животных и растительных организмов. Таким образом, формирование осадочных пород сопровождается изменением минерального состава материнских пород. С литологических позиций осадочная оболочка планеты недостаточно изучена. Необходимо помнить, что лишь 29,2 % поверхности составляет суша, а 70,8 % литосферы находятся под толщей морских и океанических вод. Кроме того, следует иметь в виду, что в пределах суши наши знания распространяются на осадочные породы, залегающие на глубине 4-5 км и лишь в некоторых регионах до 7-9 км. Представления о составе, строении, генезисе глубокозалегающих осадочных толщ, а также об осадочных образованиях, залегающих под гидросферой, базируются пока на данных геофизических исследований и теоретических расчетах. К задачам прикладного значения относятся: 6 всестороннее изучение состава и строения осадочных горных пород современными лабораторными методами; литолого-фациальное и палеогеографическое картирование территории с целью восстановления геологической истории и определения направлений поисков конкретных полезных ископаемых и обоснования оптимальных систем их разработки изучение зависимостей коллекторских свойств от литологического состава пород; разработка и совершенствование литологических основ прогнозирования природных резервуаров нефти и газа. При поисках и освоении конкретных полезных ископаемых перед литологией стоят специфические задачи. Освоение земных недр, разработка различных полезных ископаемых, обогащение переработка ископаемого сырья часто наносят непоправимый вред природе — загрязняются земная поверхность, гидросфера, атмосфера, а в целом — вся биосфера. Нарушается экологическое равновесие между растительными и животными организмами с одной стороны и окружающей средой — с другой, что может привести к угнетению и гибели целых популяций. Дальнейшее загрязнение окружающей среды ядовитыми и радиоактивными веществами в результате производственной деятельности может оказаться опасным и для человека. В связи с эти проблема охраны окружающей также является задачей литологических исследований. Лекция №3 Состав и строение осадочных пород, принципы и схемы их классификации Состав осадочных горных пород Осадочные породы состоят из различных по составу и происхождению частей компонентов. Аллотигенные компоненты, принесенные из других областей - источников питания. Это, главным образом, обломочный или терригенный материал, поступающий с суши, частично продукты перемыва осадков дна бассейна. Аутигенные компоненты, возникающие на месте в осадке или породе (in situ) на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород. Органические остатки. Вулканогенный материал. Космогенный материал. Аллотигенные компоненты. Основную массу обломочных и некоторых глинистых пород слагают аллотигенные минералы. В виде примеси они входят в состав других пород. В настоящее время в осадочных породах известно свыше 200 аллотигенных минералов и большое количество обломков самых различных горных пород. Теоретически все известные минералы и горные породы нашей планеты могут встречаться в виде обломков в осадках и осадочных породах. Практически в осадках и осадочных породах мы встречаем главным образом наиболее устойчивые минералы. Среди них на первом месте находятся кварц, каолинит, гидрослюда, лимонит, затем полевые шпаты, слюды, обломки горных пород и далее все остальные минералы. Аллотигенный характер минералов определяется по окатанности или угловатости зерен и обломков. Зерна минералов, испытавшие механическую обработку в водной или воздушной среде, в той или иной степени округлены: от зерен со слегка сглаженными углами до зерен с идеальной сферической или шарообразной формой. Зерна минералов, не испытавшие механической обработки или слабо обработанные, имеют неправильную угловатую форму. 7 Наблюдения над формой и поверхностью зерен имеют большое значение для суждения о характере материнских пород, способе и дальности переноса обломочного материала. При определении окатанности изучают зерна диаметром более 0,05 мм, так как зерна более мелкого размера обычно переносятся во взвешенном состоянии и практически не окатываются. Степень окатанности увеличивается от мелких зерен к крупным, поэтому определение следует вести по разным размерным фракциям. Ассоциации аллотигенных минералов. Аллотигенные минералы в осадочных породах образуют определенные, часто весьма характерные ассоциации, состав которых отражает состав пород питающей провинции или источника сноса обломочного материала. Рассмотрим конкретные примеры таких ассоциаций. 1. Осадочная толща состоит из обломочных пород мономинерального состава, преимущественно кварцевых, и содержит прослои каолинитовых глин. Породообразующие минералы представлены почти исключительно кварцем и каолинитом, акцессорные - цирконом, сфеном, апатитом, заметно измененным мусковитом и лимонитом. Состав толщи и ее минералогия свидетельствуют о том, что размывалась кора выветривания кристаллических пород (гранитов, гнейсов). 2. Осадочная толща состоит из обломочных и карбонатных пород, среди которых часто встречаются песчаные, обогащенные полевыми шпатами. В составе породообразующих минералов преобладают кварц, кислый плагиоклаз, в небольшом количестве встречается ортоклаз, микроклин и мусковит. Акцессорные минералы представлены цирконом, апатитом, монацитом, сфеном, биотитом, в небольшом количестве присутствуют пироксены и амфиболы Минералогия пород и состав толщи свидетельствуют о том, что размывались магматические породы гранитоидного типа (граниты гранодиориты и др.). 3. Разрез состоит из различных типов обломочных пород, среди которых отмечены песчаники грауваккового типа, содержащие в большом количестве обломки горных пород. Породообразующие минералы - основные плагиоклазы и обломки эффузивных пород, акцессорные - пироксены, амфиболы эпидот. Подобный состав минералов осадочных пород свидетельствует о размыве эффузивных пород основного состава (диабазы, базальты и др.). 4. Осадочная толща сложена обломочными и глинистыми породами. Породообразующие минералы - основные плагиоклазы, акцессорные - пироксены, рутил, ильменит, пикотит и хромит. Такая ассоциация аллотигенных минералов может сложиться в результате размыва ультраосновных магматических пород. 5. Осадочная толща сложена обломочными породами, преимущественно кварцевого состава.Среди породообразующих минералов преобладает кварц и присутствуют обломки осадочных пород, среди акцессорных минералов отмечены циркон, турмалин, рутил, гранат. Зерна минералов хорошо окатаны. Состав толщи и ассоциация минералов дают основание заключить, что образовалась она в результате перемывания осадочных пород (преимущественно обломочных). 6. Разрез состоит почти целиком из обломочных пород. Породообразующие минералы - кварц (часто с волнистым угасанием), полевые шпаты (в основном кислые и средние плагиоклазы), акцессорные - дистен, ставролит, силлиманит, гранат, слюды и хлориты. Подобная ассоциация аллотигенных минералов свидетельствует о размывании комплекса метаморфических пород (гнейсы, кристаллические сланцы). Более сложные ассоциации аллотигенных минералов возникают в том случае, когда одновременно размываются различные комплексы пород в пределах двух-трех областей 8 сноса, а обломочный материал поступает в один и тот же бассейн седиментации. Усложнение в состав ассоциаций вносят также последующие процессы изменения осадочных пород. Влияние диагенеза и последующих процессов на состав аллотигенных компонентов. В результате сложного и многообразного воздействия различных факторов зоны осадкообразования на исходный материал возникают различные типы осадка с определенным составом аллотигенных минералов. Неустойчивые минералы частично или полностью разрушаются, и в осадке, как правило, являются акцессорными компонентами (основные плагиоклазы, пироксены, амфиболы, оливин, фельдшпатоиды). Однако на этом процесс формирования комплекса минералов не заканчивается. Обломочные минералы подвергаются различным воздействиям в процессе диагенеза, катагенеза, метагенеза, а также при выветривании на земной поверхности. Неустойчивые минералы продолжают разрушаться или переходить в другие минеральные виды, количество их в осадках и породах уменьшается. Устойчивые минералы сохраняются и количество их относительно других минералов увеличивается. Такой процесс изменения состава пород наблюдается в песках, песчаниках, алевритах и вообще в породах, проницаемых для грунтовых растворов и газов. В породах, непроницаемых для грунтовых растворов и газов, например в глинах, аргиллитах, процессы разрушения замедлены или совсем не имеют места. В связи с этим неустойчивые минералы здесь сохраняются и количество их относительно устойчивых увеличивается. Условия концентрации минералов регулируются рассортировкой материала в процессе отложения и изменением их при последующих процессах (диагенез, катагенез, метагенез и выветривание). Если рассматривать все минералы обломочных пород (как аллотигенные, так и аутигенные), влияние последующих процессов видно еще яснее. Во время диагенеза, катагенеза и метагенеза в осадочных породах образуются новые минералы. В настоящее время описаны новообразования сульфидов, сульфатов, окислов, гидроокислов, силикатов. Широким распространением, например, пользуются вторичный пирит, галенит, сфалерит, барит, целестин, флюорит, кварц, халцедон, кварцин, анатаз, брукит, рутил, гетит, гидрогетит, гематит, гидрогематит, опал, минералы группы апатита, цеолиты, полевые шпаты, гидрослюды, каолинит, монтмориллонит, кальцит, доломит, сидерит и многие другие. Известны также новообразования циркона, сфена, эпидота, турмалина и некоторых других минералов. Таким образом, минералогический состав обломочных пород изменяется при диагенезе, катагенезе и метагенезе. Эти изменения могут значительно усилиться во время выветривания на поверхности Земли. Связь между минералогическим и гранулометрическим составами осадочных пород. Между гранулометрическим и минералогическим составами осадочных пород существует определенная зависимость. Так, известно, что обломки горных пород преобладают в составе грубообломочных отложений (галька, щебень, конгломераты и т. п.), в более или менее значительных количествах встречаются в некоторых песчаных породах и отсутствуют в алевритовых и глинистых. Слюды обычно накапливаются в тонкозернистых песчаниках, в алевритовых и глинистых породах. Глинистые минералы концентрируются в глинах, аргиллитах и других глинистых породах. Распределение минералов по фракциям различного размера представляет собой сложное явление и зависит от многих факторов. Выделяются две категории факторов, формирующих первичный состав осадков: 9 внутренние причины, заложенные в самом минерале и материнских породах, физические свойства минералов (удельный вес, твердость, спайность, коэффициент теплового расширения, окраска и др.), химические свойства (растворимость, способность вступать в реакции и др.), количество и исходная величина зерен минералов в породах области сноса (питающей провинции), и внешние причины, зависящие от физико-географических условий (климат, рельеф), характера и интенсивности выветривания минералов в материнских породах на месте их залегания, дальности переноса и способа транспортировки материала, условий отложения материала, скорости захоронения осадков и характера рельеф) и геотектонических процессов: характера и интенсивности выветривания минералов в материнских породах на месте их залегания, дальности переноса и способа транспортировки материала, условий отложения материала, скорости захоронения осадков и характера вмещающих осадков. В зависимости от сочетания факторов воздействия и их продолжительности теоретически возможны следующие типы распределения и концентрации минеральных видов по гранулометрическому спектру осадков и пород. 1. Концентрация неустойчивых и устойчивых минералов происходит примерно в равной степени в песчаных и глинистых породах. Минераловновообразований нет или их очень мало. Подобные условия наблюдаются в современных осадках и в молодых осадочных породах, на которых не сказались или сказались в слабой степени процессы диагенеза, катагенеза и выветривания. Это «юные» осадки и породы, где процессы эволюции вещества находятся в зачаточной стадии. 2. Концентрация неустойчивых минералов происходит в песчаных породах, устойчивых - в глинистых. Минеральные новообразования присутствуют, но в сравнительно небольших количествах. Основным фактором, регулирующим распределение минералов по гранулометрическому спектру, является рассортировка в процессе переноса и отложения. Последующие процессы хотя и изменили состав пород, но эти изменения не являются существенными. Подобные условия наблюдаются в молодых и частью древних породах. Это «зрелые» породы, где процессы эволюции вещества достигли стадии зрелости. 3. Концентрация неустойчивых минералов наблюдается в глинистых породах, концентрация устойчивых минералов — в песчаных породах. При этом наряду с неустойчивыми минералами в глинистых породах концентрируются некоторые устойчивые минералы и новообразования. В песчаных породах наряду с устойчивыми минералами встречается большое количество новообразований. Факторы, регулирующие распределение минералов, следующие: рассортировка в процессе переноса и отложения и процессы диагенеза, катагенеза, метагенеза и выветривания, накладывающиеся на результаты первичной рассортировки обломочного материала. Такие условия наблюдаются в «дряхлых породах», где процессы эволюции вещества завершены (древние осадочные породы). Аутигенные компоненты. Аутигенные минералы. В осадках и осадочных породах описано свыше 200 аутигенных минералов. Среди них наибольшее значение имеют глинистые минералы, карбонаты, сульфаты, соли, затем следуют хлориты, окислы и гидроокислы железа, марганца, алюминия, минералы кремнезема, фосфаты и др. Аутигенные минералы слагают основную массу карбонатных, фосфатных, глиноземистых, железистых, марганцевых, часть глинистых, цемент обломочных пород, солей и конкреции. Аутигенные минералы возникают в осадке или породе и являются индикаторами физико-химических условий среды. Аутигенный характер минералов определяется по целому ряду признаков: • идиоморфности кристаллов в порах и пустотах, 10 неправильной и гипидиоморфной форме зерен и мельчайшим размерам в основной массе хемогенных и цементе обломочных пород, • сферолитовому и оолитовому строению, • наличию коллоидных и метаколлоидных структур, • выполнению и выстиланию пор и пустот, • перемежаемости с другими аутигенными минералами, замещению обломочных зерен и др. Аутигенные минералы - индикаторы физико-химических условий среды. Многие аутигенные минералы осадочных пород могут быть индикаторами среды образования, показывающими значение рН, Eh, степень солености вод бассейна и т. п. Минералами-индикаторами рН являются гидроокислы железа (выпадают и устойчивые при рН>2,3-3,0), карбонаты (кальцит и доломит характерны для щелочной среды - рН более 7,4, сидерит образуется при рН = 7,0-7,2). Минералы группы каолинита осаждаются в кислой среде, группы монтмориллонита характерны для щелочной среды, группы гидрослюд образуются и устойчивы в слабощелочной и щелочной среде. Минералами-показателями Eh служат пирит, сидерит, шамозит, глауконит, окислы и гидроокислы железа и марганца и др. Пирит образуется в резко восстановительной обстановке при отрицательных значениях Eh; сидерит - в слабовосстановительных до нейтральных и слабоокислительных условиях среды, шамозит - в нейтральных. Для глауконита характерны слабоокислительные до нейтральных условия среды, и, наконец, окислы и гидроокислы железа и марганца образуются в окислительных условиях среды (положительные значения Eh). Минералами-показателями солености являются карбонаты, сульфаты, галит и калийные соли: доломит осаждается в интервале соленостей от 4 до 15%, сульфаты - при солености свыше 12-15%, галит - при солености около 25-27%, калийно-магнезиальные соли - при солености около 30—32%. Парагенетические ряды аутигенных минералов. Изучение аутигенных минералов осадочных пород показало, что они образуют закономерные ассоциации, т. е. определенные парагенезисы. Различаются парагенетические ряды совместного осаждения минералов (седиментогенез) и парагенетические ряды превращений минералов (катагенез, метагенез и выветривание). Парагенетические ряды совместного (или последовательного) осаждения. В солеобразующих лагунах и озерах после выделения гипса происходит совместное осаждение каменной соли, гипса, ангидрита. В терригенных морских осадках, содержащих органическое вещество, в процессе диагенеза последовательно, по мере изменения окислительно-восстановительного потенциала, образуется такой ряд минералов: глауконит - шамозит - сидерит - пирит. Парагенетические ряды превращений минералов. Последовательное изменение превращение одних минералов в другие - особенно часто наблюдается при выветривании и на стадиях катагенеза и метагенеза. При выветривании могут наблюдаться следующие превращения: Полевой шпат -> гидрослюда 1М (?) ->-каолинит. Гематит --> гидрогематит --> гетит ->- гидрогетит -> лимонит. Изучение парагенетических рядов аутигенных минералов помогает восстанавливать условия образования осадков, характер диагенеза и последующих изменений осадочной породы, т. е. ее естественную историю. • Органические остатки. В осадках и осадочных породах присутствуют органические остатки или следы жизнедеятельности организмов. Содержание органических остатков в породах биогенного происхождения достигает 50—70% от всего состава породы, а в ряде 11 случаев они целиком сложены ими (ископаемые угли, некоторые известняки, диатомиты и др.). Наиболее важными породообразователями являются организмы с кремневой раковиной или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи), известковой раковиной или скелетом (фораминиферы, губки, кораллы, мшанки, брахиоподы, пелециподы, гастроподы, цефалоподы, остракоды, с фосфорнокислым скелетом или раковиной (позвоночные и два вида беззамковых брахиопод), организмы, концентрирующие углерод, дающие начало торфу и ископаемым углям (псилофитовые, папоротникообразные, папоротники,) нефти и битумам (фитопланктон, зоопланктон морей, различные представители макрофлоры и макрофауны морей и растительный детрит принесенный с суши). Черви и бактерии в ископаемом состоянии, как правило, не сохраняются, однако в осадках, где они обитали, мы почти всегда обнаруживаем достаточно ясные следы их жизнедеятельности: ходы червей илоедов накопления минерального вещества карбонатные, железистые осадки, самородная сера и др. К следам жизнедеятельности организмов относятся также скопления их экскрементов (скопления птичьего помета на тихоокеанском берегу Южной Америки и в полярных странах, некоторые известняки, состоящие из комочков пелитоморфного кальцита, копролитовые известняки и др.) и, наконец, отпечатки животных и растений или следов их передвижения (см. флишевые текстуры). Вулканогенный материал. В значительной части современных осадков и древних осадочных пород в том или ином количестве присутствует вулканогенный, или пирокластический, материал. Пирокластический материал представлен обломками вулканического стекла и различных минералов: пироксенов, амфиболов, кварца, кристобалита, полевых шпатов, биотита, лейцита. В отличие от обломочных минералов он попадает в осадок, не подвергаясь выветриванию и обработке во время переноса и отложения (вулканический пепел в современных осадках и осадочных породах). Иногда он отлагается на больших площадях более или менее выдержанным слоем и поэтому может служить хорошим корреляционным признаком. При значительном содержании пирокластического материала возникают породы переходного типа - эффузивно-осадочные. Помимо обломочного материала, вулканы поставляют большое количество растворенных в воде веществ (кремнезема, железа, марганца, меди, мышьяка, свинца, цинка, серебра) в виде гидротермальных растворов, проникающих в толщу осадков (осадочных пород) или поступающих непосредственно в воду морей и океанов. Поступление вулканогенного материала, особенно в непосредственной близости от вулканов, сильно изменяет минералогию и геохимию осадочных пород и в целом ряде случаев является причиной возникновения месторождений полезных ископаемых. Космогенный материал. Космогенный материал не играет существенной роли в осадочных породах, хотя метеоритное вещество и космическая пыль постоянно поступают на поверхность Земли. Однако количество его настолько мало (5000—7000 г в год), что это не сказывается на составе осадков; Может быть только в красной глубоководной глине на дне мирового океана, накопление которой происходит очень медленно (обломочный материал с материков не достигает глубоководных океанических впадин), можно обнаружить космическое вещество. Наличие метеоритных шариков, состоящих из никелистого железа, неоднократно отмечалось при описании красной глубоководной глины и глобигеринового ила. Лекция №4 12 Стадии осадочного породообразования. Обстановки осадконакопления Стадия седиментогенеза Седиментогенез — одна из главнейших стадий в формировании горной породы. Он осуществляется в 3 этапа, последовательно сменяющих друг друга: образование осадочного материала; перенос (транспортировка) осадочного материала; накопление осадка. Образование осадочного материала Образование осадочного материала осуществляется в различных физикогеографических условиях. Источниками и местами его формирования являются литосфера, гидросфера, атмосфера, глубинные недра планеты и космическое пространство. С течением времени роль источников образования осадочного материала не остается постоянной. Известно, например, что в осадочных образованиях, сформировавшихся на заре геологической истории Земли, существенную роль играли продукты вулканической деятельности. В настоящее время главнейший источник осадочного материала — литосфера. Литосфера. Образование осадочного материала в литосфере происходит вследствие выветривания — механического раздробления и химического разложения пород различного состава и генезиса. Кроме того, на поверхности Земли осадочный материал образуется за счет продуктов жизнедеятельности растительных и, в меньшей степени, животных организмов. Процессы выветривания горных пород и минералов происходят на суше и на дне водных бассейнов. При этом на суше выветривание протекает интенсивнее, чем под водой. Механическое раздробление происходит лишь в самой верхней части литосферы. Оно осуществляется под действием ветра, речных вод, временных потоков, морских течений, волновых ударов, атмосферных осадков, ледников, силы тяжести, расклинивающего действия корней растений, колебаний температуры, вызывающих неравномерное (вследствие различий коэффициентов расширения) увеличение или уменьшение объемов минералов ослабление связей между отдельными зернами, землетрясений и т. д. Продукты механического раздробления в виде обломков различной формы и размера, а также коллоидные частицы представляют собой уже готовый осадочный материал. Химическое разложение также играет значительную роль при образовании осадочного материала. Оно происходит, главным образом, под действием природных вод. Заметное влияние оказывают также свободный кислород, углекислый газ, органические и неорганические кислоты (образующиеся в основном при вулканических извержениях). Энергичный растворитель многих природных минеральных и органических соединений — вода. Ее растворяющая способность определяется степенью диссоциации, окислительно-восстановительным потенциалом, составом растворенных в ней солей и газов, температурой и давлением. Как известно, вода диссоциирует на ионы Н~ и ОН". Концентрация каждого из них в дистиллированной воде при 20 °С составляет 1 • 10~7 г-ион/л. В природных водах наблюдаются существенные отклонения в количественном соотношении ионов. Принято считать, что в случае преобладания ионов Н+ над ОН~ реакция среды кислая, в обратном случае — щелочная. Реакцию среды выражают числом ионов водорода, которое представляют в виде логарифма его концентрации, взятого с обратным знаком и обозначают рН. Например, при содержании ионов водорода в воде 1 • 10~7 г-ион/л, рН = 7, при 1 • 10~9 гион/л рН = 9. Реакция среды определяется значением рН.При значениях рН<7 реакция среды кислая, при рН = 7 — нейтральная, а при рН>7 — щелочная. При давлениях и температурах, характерных для поверхности Земли, кальцит устойчив в щелочной среде, а в кислой он растворяется. Существенное влияние на реакцию воды оказывает кислород. Его содержание в воде зависит от температуры, давления и солености. С- повышением температуры и понижением давления растворимость кислорода в воде уменьшается и 13 наоборот —повышается с понижением температуры и увеличением давления. В природных условиях в 1 л воды содержится 4—10 мл кислорода, что составляет 34—36 % от объема растворенных газов. В случае сероводородного заражения свободный кислород в воде полностью отсутствует. В воде свободный кислород окисляет минеральные и органические соединения. В случае его отсутствия (в сероводородной среде) эти соединения восстанавливаются. Мера степени окисленности или восстановленности вещества — окислительновосстановительный потенциал (Eh), определяемый с помощью потенциометра и измеряемый в милливольтах. Восстановительным условиям соответствуют отрицательные значения Eh, а окислительным—положительные. Чем выше абсолютные значения Eh, тем выше степень окисленности или восстановленности. Величина Eh колеблется в широких пределах. В практике полевых геологических исследований при оценке окислительновосстановительных условий часто ориентируются на окраску пород. Бурая, оранжевая, желтая окраски или их сочетания, определяемые присутствием кислородных соединений трехвалентного железа, являются признаком окислительных условий. Черный и серый цвета различной интенсивности с голубым или зеленым оттенками, определяемыми наличием тонкодисперсного обугленного органического вещества, а также двухвалентных соединений железа считаются признаками восстановительной обстановки. Свободный кислород — важнейшая составная часть атмосферы, в которой на его долю приходится 20,946 %. Он способствует окислению органических веществ и минеральных образований, существующих в воздушной среде. Углекислый газ в современной атмосфере составляет 0,033 %, причем в результате деятельности человека его количество медленно, но неуклонно возрастает. В газах, растворенных в природных водах, доля углекислого газа значительно выше. По данным Л. В. Пустовалова в атмосферных осадках углекислота составляет до 9,3 %, а в газах морских вод — до 58,9 %. Углекислый газ и его производные (НСО3~, СО32~, Н2С03) способствуют разложению минералов и горных пород. Например, при взаимодействии углекислоты с карбонатными породами растворяются кальцит, доломит и другие соединения, а освободившиеся нерастворимые компоненты (обломочная, глинистая части, органическое вещество и др.) представляют готовый осадочный материал. Взаимодействуя с магматическими и метаморфическими породами, углекислота разлагает алюмосиликаты с образованием более простых соединений — глинистых минералов, окислов железа, окислов алюминия и т. д., являющихся осадочным материалом. Образовавшиеся при этом ионы Са24", Mg2+, Na+, K+, СО32~ и др. при изменении геохимических условий могут взаимодействовать между собой и с другими ионами, формируя при этом новый осадочный материал. Большое значение имеют гуминовые кислоты, формирующиеся при разложении органического вещества в водных условиях (особенно в болотах, озерах и речных равнинных водоемах зон умеренного и теплого климата). Разлагая минеральные соединения, такие воды становятся потенциальным источником осадочного материала. Приповерхностная часть литосферы — место бурного развития растительных и животных организмов. Продукты их жизнедеятельности являются важной составной частью осадков. Выветривание горных пород в атмосферных условиях протекает довольно быстро. Атмосфера. Газы, составляющие атмосферу, играют важную роль в формировании осадочного материала. Углекислота, кислород и азот — одни из главных компонентов мощных толщ известняков, доломитов, каменных углей, рассеянного органического вещества. Кроме того, атмосфера является и местом образования осадочного материала. Во время штормов с поверхностей морей и океанов срывается огромное количество пылевидных частиц воды. После ее испарения в воздухе остаются мельчайшие частички 14 солей, представляющих собой осадочный материал. В благоприятных условиях они, достигнув суши, могут отложиться в виде осадка или выпасть на землю вместе с атмосферными осадками. Гидросфера играет огромную роль в образовании осадочного материала. В 1 км3 воды современного мирового океана содержится около 35 млн. т растворенных веществ и от 350 до 500 т взвешенных частиц. Весь этот материал поступал в гидросферу за счет сноса с суши, разрушения рифов, морских берегов, островов, образования подводных каньонов, в результате гальмиролиза, вулканической деятельности, жизнедеятельности организмов, а также вследствие поступления из космического пространства. Под гальмиролизом (по Л. В. Пустовалову) следует понимать всю совокупность химических процессов, совершающихся под влиянием морских факторов и приводящих к изменению минеральных тел, находящихся в море как во взвешенном состоянии, так и на дне бассейна. Гальмиролиз объемлет такие процессы, как растворение, окисление, восстановление, гидратация, катионный обмен, минеральные новообразования. Движущие силы гальмиролиза — состав и соленость вод, температура, давление, газовый режим. На интенсивность процессов гальмиролиза влияют жизнедеятельность организмов и скорость накопления осадка. Чем последняя выше, тем скорее осадок изолируется от морской среды и, следовательно, слабее подвергает гальмиролизу. В результате гальмиролиза из вулканического пепла могут образоваться монтмориллонитовые глины. Считают, что таким же путем возможно образование глауконита, шамозита и ряда других минералов. Растворенные и газообразные вещества переходят в твердую фазу и образуют осадочный материал в результате химических реакций и жизнедеятельности животных и растительных организмов как в толще воды, так и в осадке. Химическое взаимодействие между отдельными компонентами контролируется величинами рН и Eh среды, температурой, составом и количеством растворенных газов, давлением. Например, холодные воды высоких широт содержат повышенные концентрации углекислоты и кальция. При перемещении таких вод в области теплого климата содержание газов в воде, (в том числе СО2) уменьшается. В результате этого возникает дефицит углекислоты в воде и вместо легкорастворимого бикарбоната кальция, образуется трудно растворимый карбонат кальция, который и переходит в осадок. Повышение минерализации вод приводит к выпадению в осадок сульфатов кальция, натрия и других легкорастворимых соединений. В результате жизнедеятельности организмов из воды извлекается целый ряд компонентов с образованием твердой фаз. Например, радиолярии, губки, диатомовые водоросли строят свои скелеты из кремнезема; моллюски, кораллы, фораминиферы, иглокожие и др. синтезируют для своих скелетов карбонаты. Глубинные недра планеты. Осадочный материал из недр Земли поступает главным образом в результате вулканической деятельности в виде твердой, жидкой и газообразной фаз. Твердая фаза представлена вулканическими бомбами, лапиллями, вулканическим пеплом и пемзой. Вулканические бомбы образуются при выбросе обрывков лавы в атмосферу, округляющихся н затвердевающих в полете. Падая на склон вулкана они могут деформироваться, а при выделении газов и дальнейшем остывании растрескиваться наподобие корки хлеба. Размер таких бомб от величины детского кулака до многотонных глыб. Лапилли — более мелкие куски застывшей лавы. Мельчайшие частицы застывшей лавы (от 1—2 мм до тончайшей пыли) называют вулканическим пеплом, который представляет собой обломки вулканического стекла или кристаллов. Пемза образуется из кислых лав, содержащих много газовых компонентов. При подъеме к поверхности магма вспенивается и, быстро охлаждаясь на поверхности, образует пузырчатую массу с каркасом из застывшей лавы. На поверхности пемза распадается на куски разных размеров. При попадании в воду, благодаря плавучести она разносится на значительные расстояния и может перейти в осадок. 15 Бомбы и лапилли отлагаются поблизости от вулкана (на склонах, у подножия). Мелкие частицы разносятся ветром на значительные расстояния — десятки и сотни км, а пылеватые (мельче 0,01 мм) могут быть рассеяны на поверхности всей планеты. При подводных извержениях области разноса твердых частиц обычно меньше. Среди твердых продуктов вулканической деятельности наибольшее значение, как осадочный материал, имеет вулканический пепел. За одно извержение из недр выбрасываются значительные количества кластического материала — от долей до ста и более кубических километров. Так при крупнейшем извержении вулкана Тамбора (Зондский архипелаг) по оценке специалистов за период с 5 апреля 1815 г. по 15 июля 1816 г. было выброшено на поверхность от 100 до 150 км3 обломочного материала. Энергия взрыва по расчетам П. Хедервари (1983 г.) соответствовала взрыву 1 714 286 атомных бомб, сброшенных на Хиросиму. Извержение вулкана не всегда сопровождается выбросом пепла, нередко оно ограничивается излиянием лавы (например, вулкан Гекла в Исландии, 1947 г., Килауэа на Гавайских островах и др.). Вулканические газы выделяются при извержении в огромных количествах. Они бывают разными по составу, но почти всегда преобладают Н2О, CO2, SO2, N2, суммарное содержание которых достигает 90 °/о и более. Кроме того в состав газовых смесей входят НС1, HF, H2S, H2, CO, CH4, NH3, C1, Аг. При взаимодействии вулканических газов с горными породами, органическим веществом (лесами, сельскохозяйственными угодиями и т. д.) образуется новый осадочный материал. Большая же часть газов поступает в атмосферу. Термальные воды в виде гейзеров и горячих источников несут массу растворенных веществ. Часть из них при выходе на поверхность выделяется в виде осадка, часть поступает в гидросферу, где представляет собой потенциальный источник осадочного материала. Космическое пространство поставляет на Землю осадочный материал в виде метеоритов, метеоритной и космической пыли. Метеориты по составу разделяются на железные, железокаменные, каменные (хондриты) и стекловатые (тектиты). Их роль, как и роль метеоритной пыли, в общем балансе космического материала, поступающего на Землю, невелика. Наибольшее значение имеет космическая пыль. Она представляет собой шаровидные частички размером до 0,5 мм. По составу среди них различают железные (черного цвета, обладающие магнитными свойствами), каменные (или силикатные — коричневые или бурые) и стекловатые (микротектиты — светло-зеленые, желтые, бесцветные). Ежегодно на Землю, по оценке различных ученых, поступают от 5 тыс. т до 1 млрд. т космической пыли. Перенос осадочного материала Образовавшийся в различных обстановках осадочный материал в большинстве случаев не остается на месте. Под действием внешних сил он перемещается и накапливается в понижениях рельефа суши или на дне водоемов. Транспортировка осадочного материала осуществляется в водной, воздушной и твердой (ледники) средах. Во всех случаях решающую роль играет сила тяжести — именно она обуславливает перемещение ледников, рек, регламентирует дальность переноса атмосферой. Некоторую работу по переносу осадочного материала осуществляют н живые организмы. Вода — один из основных агентов переноса осадочного материала; реки, временные потоки морские и океанические течения несут огромное количество обломочных, коллоидных, органогенных компонентов и растворенных веществ. Величина переносимых обломочных частиц и органогенных остатков в значительной мере определяется скоростью перемещения водных потоков и плотностью материалов. Перемещение частиц, в зависимости от их формы, размера и плотности, осуществляется во взвешенном состоянии скачкообразно (путем сальтации) и перекатыванием. 16 Скорость и режим течения (турбулентный, ламинарный) водных потоков в значительной мере определяют размер и способ перемещения обломков. Горные реки со скоростью течения до 7—10 м/с и турбулентным режимом способны перемещать не только песок, гальки, но и глыбы размером до нескольких метров. Равнинные реки обладают меньшей скоростью течения — 0,2—0,5 м/с, а во время паводков — до 2 м/с. Подмечено, что для переноса обломочных частиц одинакового размера скорость течения в глубоководных потоках должна быть больше, чем в мелководных. Следует иметь в виду, что вовлечь частицы в движение труднее, чем поддержать их перемещение. В связи с этим для размыва осадка необходимы большие скорости течения потока, чем для транспортировки. Для эрозии песчаного осадка требуется меньшая скорость течения, чем для более мелкозернистого алевритового или глинистого. Эта особенность объясняется тем, что для взмучивания осадка необходим турбулентный режим, который достигается скорее при соприкосновении воды с шероховатой поверхностью песчаного осадка. Поверхность глинистого осадка более гладкая, поэтому смена ламинарного режима турбулентным в этом случае происходит при большей скорости потока. Помимо обломочного материала вода переносит большое количество веществ в коллоидном и растворенном состоянии, а также биогенных фрагментов. Например, р. Волга выносит в течение года 115 416 тыс. т растворенных веществ. Все реки земного шара сносят с суши в течение года около 4 868 млн. т растворенных веществ и 12 695 млн. т взвешенного материала (по Г. В. Лопатину). Огромную работу по транспортировке осадочного материала совершают временные потоки, образующиеся на суше при обильном выпадении осадков и при бурном таянии снегов (особенно мощные в горных районах — сели). Велико транспортирующее значение морских и океанических постоянных течений. Их скорость достигает 3 м/с, а протяженность измеряется тысячами километров (Гольфстрим). Нельзя не отметить также приливно-отливные и прибрежные течения. Последние возникают в морях и крупных озеpax под действием ветра. Эффективность транспортирующей деятельности таких течений в значительной мере связана со взмучиванием осадка под действием волн. По данным В. П. Зенковича на побережье Черного моря во время штормов приходят в движение отложения галечника мощностью до 2 м, при этом перемещение галек, вдоль берега может достигать более I0O м/сут, более мелкие обломки переносятся еще дальше. В прибрежных частях открытых морей и океанов на глубинах до 200 м и более волнения взмучивают осадок в широкой зоне, поэтому перемещение терригенного материала имеет значительно большие масштабы. Атмосфера играет важную роль в процессе переноса осадочного материала. Ее транспортирующая способность определяется скоростью движения воздушной массы. Надо иметь в виду, что плотность воздуха несравненно ниже, чем воды, поэтому и транспортирующие возможности при равной скорости у воздушной массы во много раз меньше, чем у водной. Ж. Тулэ экспериментально определил размер зерен, переносимых ветром разной скорости. Следует отметить, что транспортирующие возможности ветра по отношению к влажному обломочному материалу очень сильно понижаются. Скорость ветра изменяется в широких пределах даже в короткий отрезок времени (на 10—15 м/с в течение 1 мин и даже менее) и может достигать 50 м/с (ураганы). Наиболее типичные скорости ветра у поверхности Земли 0,5—10 м/с. Максимальный размер обломочных частиц, переносимых ветром, по-видимому, не превышает 20 мм. Объем материала, перемещаемого ветром, весьма значителен. Так за последние 2600 лет с площади дельты р. Нила ветер унес слой осадков мощностью около 2,5 м (по Л. В. Пустова-лову). Ураганные ветры нередко вызывают эрозию почвы. Например, весной 1928 г. на юге СССР во время пыльных бурь был разрушен и унесен почвенный слой мощностью до 12 см. Огромное количество осадочного материала выносит самум (песчаная буря) из пустыни Сахарь в Атлантический океан. 17 Расстояние, на которое перемещается осадочный материал с помощью атмосферы, определяется, прежде всего, размером частиц, постоянством скорости и направления воздушного потока. Пелитовые частицы могут «путешествовать» вокруг земного шара, алевритовый материал может переноситься во взвешенном состоянии на тысячи километров. Если направление ветра периодически изменяется, осадочный материал может длительное время кочевать в пределах какой-либо определенной территории. Это положение прежде всего относится к песчаной фракции обломочной части. Перемещаемый атмосферный материал — важный обло мочный компонент глубоководных осадков. Лед выполняет большую транспортирующую работу. Различают льды материковые и морские. Современные материковые льды распространены в высоких широтах на островах (о. Гренландия, Виктория, Новая Земля и др.), в Антарктиде, а также в высокогорных районах других континентов (Тянь-Шань, Памир, Кордильеры, Альпы и др.). Они покрывают около 10 % суши, их суммарный объем достаточен для того, чтобы покрыть всю поверхность суши слоем толщиной 120 м. Древнейшее оледенение происходило на Земле около 2,3 млрд. лет назад. Морские льды в современную эпоху покрывают огромные водные поверхности — до 26 млн. км2, км3) Материковые льды способны перемещаться вниз по падению каменного ложа. Скорость их движения зависит от уклона ложа, мощности ледника и др. и составляет обычно от долей до 5 м/сут, но иногда достигает 30—40 м/сут. В процессе перемещения лед увлекает за собой обломки пород самого различного размера — от пелитовых частиц до крупных глыб. В конечном итоге ледник тает, и от него остаются лишь принесенные им обломки, неотсортированные, мало или совсем неокатанные. Они могут транспортироваться дальше талыми водами или накапливаться с образованием конечной морены. Объем и дальность переноса материала ледниками в каждом конкретном случае различен в зависимости от размера ледника, скорости его перемещения прочности пород слагающих ложе. Протяженность конечных морен составляет десятки и сотни километров, а мощность — несколько метров, иногда до 10—15 м. Ледники, сползающие с материков и островов в моря (айсберги), также могут нести различный осадочный материал, который по мере таяния льда освобождается и оседает на дно морей и океанов. В результате этого крупные обломки пород и даже глыбы могут оказаться далеко в океане среди тонкозернистого осадка. Из морских льдов как средство переноса осадочного материала имеют значение лишь прибрежные (припай), которые достают дна водоема. Под действием сильных ветров и приливно-отливных течений лед ломается, отторгается от дна вместе с вмерзшим осадком и уносится от берега. В результате таяния таких льдов происходит переотложение прибрежных осадков часто на значительном удалении от берегов. Действие силы тяжести играет огромную роль в транспортировке осадочного материала. Эта сила проявляет себя самостоятельно и при переносе осадочных частиц водой, атмосферой ледниками. При отсутствии силы тяжести, приподнятые над поверхностью планеты частицы могли бы бесконечно долго перемещаться не переходя в осадок. Эффективно сила тяжести проявляется в горных районах, в морях и океанах. Именно с ней связано возникновение турбидных (мутьевых) потоков. Механизм этого явления следующий: при землетрясениях взмучивается илистый осадок, в результате чего образуется суспензия, плотность которой несколько выше, чем у воды. При наличии уклона дна эта суспензия начинает перемещаться вниз, увлекая с собой все новые массы осадочного материала, возникает мутьевой (или турбидный) поток, скорость перемещения которого может достигать нескольких десятков километров в час. Объем переносимого такими потоками осадочного материала (в основном песок, алеврит, пелит) весьма велик, о чем говорит мощность (до 4—6 м) образовавшихся из него осадков. Накопление осадка 18 происходит у подножья континентального склона и в абиссальных равнинах. Современные осадки такого происхождения приурочены, главным образом, к глубинам свыше 2000 м. С перемещением под действием силы тяжести связаны и другие природные явления, такие как осыпи и оползни. Растительные и животные организмы не имеют большого значения при транспортировке осадочного материала. Как пример содействия транспортирующей деятельности рек и моря можно указать на травяные растения и деревья, перемещающиеся в водных потоках вместе с минеральными обломками, застрявшими в их корнях. Без участия растительности эти обломки сразу осели бы на дно. В заключение необходимо отметить, что роль упомянутых сил природы в транспортировке осадочного материала в различных географических условиях неодинакова. Во влажных районах с растительным покровом (на равнинах и в горах) перенос осадочного материала в основном осуществляется водными потоками. В областях развития пустынь основную работу в процессе транспортировки выполняет атмосфера. В высокогорных районах и полярных областях перенос обломков осуществляется движущимися ледниками и под действием силы тяжести (в горной местности). Течения и волнения осуществляют перемещение основной части осадочного материала в морских и океанических бассейнах. В тектонически активных областях в пределах континентального склона перенос осадочных частиц осуществляется, в значительной мере, турбидными потоками. В процессе переноса обломки прочных пород и минералов (кварц, полевые шпаты, халцедон и др.) шлифуются, окатываются. Быстрее всего окатываются крупные обломки, причем при длительной транспортировке размер их заметно уменьшается. Механически непрочные обломки (сланцы, слюды) в процессе переноса дробятся и переходят в пелитообразное состояние и даже полностью разрушаются (кальцит, доломит, гипс и др.) Соединения химически нестойкие в условиях дневной поверхности (пироксены, основные плагиоклазы, органические вещества и др.) в процессе транспортировки в значительной мере разлагаются или растворяются. Приведенные выше обобщения сделаны применительно к существующей географической обстановке, но они могут быть использованы и при анализе условий переноса в более древние этапы геологической истории. Несомненно, что в геологическом прошлом с иной физико-географической обстановкой, роль отдельных сил природы в транспортировке осадочного материала существенно отличалась от современной. Например, в докембрии в условиях отсутствия наземной растительности при переносе осадочного материала большее значение, чем сейчас, имела атмосфера. В отдельные этапы четвертичной истории, как и в другие периоды оледенения материков, существенно возрастала транспортирующая деятельность льда. Аккумуляция осадка Осадочный материал, растворенные и газообразные вещества, находящиеся в состоянии неустойчивого равновесия, при взаимодействии с окружающей средой, между собой и при участии организмов могут перейти в осадок. Места его накопления — водные бассейны и поверхность суши, однако значение первых несравненно выше. Общий облик осадка и его физико-химические признаки определяются с одной стороны качеством и количеством поступающего осадочного материала, с другой — физико-географической обстановкой и свойствами среды, в которой происходит седиментогенез. Например при обильном поступлении осадочного материала и стабильной обстановке может образоваться мощный слой осадка, наоборот периодическое изменение обстановок приведет к формированию тонкого переслаивания осадочных образований, различных по составу и строению. 19 В водной среде отложение осадочного материала в значительной мере определяется размером и плотностью частиц. Крупные частицы, при прочих равных свойствах, имеют значительно большую скорость осаждения, чем мелкие. Вследствие этого в водных бассейнах крупные зерна накапливаются ближе к области сноса, мелкие же могут путешествовать длительное время. Если скорость свободного падения частиц будет меньше скорости течения, частица переносится, а когда скорость падения частицы больше скорости потока, она осаждается. Частицы разной плотности также осаждаются с различной скоростью. При равных размерах, например, обломочные зерна значительно скорее достигают дна, чем отмершие органические ткани растений и животных, имеющие плотность, близкую к плотности воды. Определенное влияние на скорость осаждения частиц оказывает вязкость водной среды, возрастающая с понижением температуры, повышением солености и концентрации коллоидных частиц. Различные вариации вышеупомянутых признаков обусловливают колебания вязкости воды в водоемах в несколько раз. Представление о роли некоторых факторов при осаждении алевритовых и более мелких частиц можно получить, ориентируясь на известную формулу Стокса:V=2/9*r2(δıδ2)g/μ V - скорость осаждения частиц; r –радиус частиц; δı и δ2 – плотность частиц и воды соответственно; μ –вязкость воды; g – ускорение свободного падения. (эта зависимость относится к шарообразным частицам. При отклонении от такой формы скорость уменьшается). Следует иметь в виду, что приведенная зависимость относится к шарообразным частицам. При отклонении от такой формы скорость осаждения частиц (эллипсоидальных, пластинчатых, призматических и т. д.) уменьшается. Возможность осаждения коллоидного материала наступает после его коагуляции, происходящей при взаимодействии частиц с противоположными зарядами, повышении концентрации коллоидных систем, под влиянием радиоактивного и рентгеновского облучений, а также вследствие изменения свойств среды. В спокойной гидродинамической обстановке коллоидный материал переходит в осадок поблизости от места образования, в подвижной среде он может быть унесен на значительные расстояния. Растворенные и газообразные вещества, прежде чем перейти в осадок, под влиянием жизнедеятельности организмов и физико-химических факторов выделяется в твердую фазу. Скорость накопления осадков в водной среде колеблется в очень широких пределах — от долей миллиметра до нескольких десятков сантиметров в год. Минимальные скорости осадконакопления в современную эпоху наблюдаются в центральных частях океанов и составляют 0,006—0,008 мм/год. Высокие скорости накопления осадков характерны для дельт крупных горных рек и бассейнов с высокой минерализацией вод (до 20 см/год и более). Подмечено, что с увеличением площади бассейна осадконакопления (при нормальной солености) уменьшается средняя скорость накопления осадка. Осаждение переносимых атмосферой частиц происходит при уменьшении скорости ветра. Более или менее крупные (песчаные) частицы осаждаются обычно в пределах континента или в прибрежной части морей; мелкие пылеватые частицы могут осаждаться в необъятных просторах морей и океанов. В тех океанических областях, где поступление осадочного материала с водными потоками незначительно, атмосферная пыль нередко является основной составной частью осадков. В областях вулканической активности атмосфера разносит и поставляет в осадки вулканический пепел. Накопление материала, переносимого ледниками и льдами, происходит на суше (в виде морен, флювиогляциальных и других отложений), в прибрежных частях морей, а часть обломков рассеивается в осадках открытых морей и океанов. Ледниковые отложения характеризуются очень низкой отсортированностью и окатанностыо 20 обломочного материала. Они в большинстве своем состоят из неокатанных валунов, щебня, дресвы или их смесей, которые цементируются песчаным, алевритовым и глинистым материалом. Наибольшая скорость накопления осадочного материала наблюдается при обвалах, осыпях, в дельтах крупных рек. Осадочная дифференциация вещества Механическая дифференциация (МД) — один из наиболее ярко проявляющихся способов рассортировки осадочного материала. Она происходит при транспортировке и осаждении обломков минералов, горных пород, скелетных остатков организмов и отмерших остатков растений. Рассортировка осадочного материала при прочих равных условиях регламентируется свойствами самих осадочных частиц и, прежде всего их размером, плотностью, формой. В общем случае раньше всего при транспортировке отделяются и накапливаются близ области образования осадочного материала наиболее крупные обломочные фрагменты. По мере удаления от области питания из среды переноса выделяются и переходят в осадок все более мелкие обломочные зерна и органические остатки. Это происходит как на суше, так и в водных условиях — во внутриконтинентальных и морских бассейнах. Поскольку плотность и размер в какой-то мере компенсируют друг друга при переносе, то в осадке очень обычна ассоциация более крупных минералов легкой фракции, с мелкими зернами тяжелых минералов. На осаждение обломочных частиц влияет и их форма. Наибольшей транспортабельностью обладают обломки таблитчатой формы, поэтому в водном потоке, во взвешенном состоянии вместе с пелитовыми и алевритовыми частицами нередко встречаются таблички слюды более крупного размера. Имея в виду, что обломочные породообразующие минералы осадочных пород имеют относительно небольшой диапазон колебаний плотности (2,55—2,75 г/см3) и изометричную или близкую к ней форму, ведущим признакам при рассортировке частиц следует считать их размер. Принципиальная схема МД Глыбы Валуны Галька Гравий Песок Алеврит Пелит Отклонения от нее могут иметь место при наличии: поднятий и впадин в бассейне осадконакопления. На поднятиях, где волнения более интенсивно взмучивают осадок, накапливается более крупный осадочный материал (песок), на склонах поднятия осаждается слабо отсортированный материал (песок, алеврит, глина); прибрежных морских течений, селевых потоков (когда происходит совместное отложение разнородного осадочного материала) и других природных явлений. Химическая дифференциация — это совокупность химических процессов, происходящих в гидросфере, вызывающих последовательный переход растворенных веществ в твердую фазу и осаждение возникших продуктов в бассейне седиментации. Этот вид дифференциации грандиозен по масштабам — он происходил прежде и 21 осуществляется сейчас в континентальных водоемах, морях и океанах, покрывающих более 2/з поверхности нашей планеты. Основные продукты химической дифференциации: простые окислы, соли угольной, серной и соляной кислот. Выделение растворенных веществ в твердую фазу происходит под влиянием внешних факторов (температура, давление, газовый режим, щелочно-кислотные и окислительно-восстановительные свойства среды), эффективность воздействия которых в значительной мере определяется тектонической обстановкой и климатическими условиями. Существенное значение в процессе дифференциации имеют также солевой состав вод, концентрация отдельных компонентов и их химические свойства. При постоянстве внешних факторов и химической характеристики природных вод между осадком и растворенными веществами устанавливается равновесие. Изменение физико-химической обстановки влечет за собой выпадение веществ в осадок, либо разрушение последнего. Различная направленность этих изменений и возможность разнообразных сочетаний факторов дифференциации не позволяют дать универсальной схемы химической дифференциации, применимой в любых физико-географических и геохимических обстановках. В зависимости от обстановок осадкообразования различаются два вида химической дифференциации. 1.При постоянстве состава и солености бассейновых вод в течение длительного времени (открытые моря, океаны) осадки различного состава откладываются одновременно, но на разном удалении от береговой линии, на разных глубинах. Для морского гумидного литогенеза характерна, например, такая последовательность выпадения веществ в осадок (в направлении удаления от берега): окислы алюминия, окислы железа, окислы марганца. 2. При постепенном изменении солености вод бассейнов (эпиконтинентальные моря, озера, лагуны и др.) происходит дифференциация не в пространстве, а во времени (снизу вверх по разрезу). В эпи-континентальных водоемах аридной зоны, например, по мере возрастания минерализации вод намечается такой порядок осаждения: кальцит, доломит, гипс, галит, сильвин, карналлит, бишофит. Следует, однако, заметить, что вследствие специфики солевого состава вод и количественных соотношений между ионами в ряде случаев наблюдаются отклонения от этой схемы, заключающиеся в появлении новых химических соединений (астраханит, эпсомит и др. — в заливе Кара-Богаз-Гол до отделения его плотиной от Каспийского моря) или наоборот в отсутствии некоторых упомянутых. Смена одного слоя другим — обычно постепенная, о чем свидетельствует тонкое переслаивание или совместное нахождение в пограничной зоне хемогенных минералов, характерных для соседствующих слоев. Биогенная дифференциация заключается в избирательном превращении растворенных и газообразных компонентов в минеральные скелетные образования или органические ткани в результате жизнедеятельности организмов. Этот вид дифференциации происходит на суше и в водной среде. После отмирания животных или растительных организмов их остатки (раковины, неполностью разложившиеся органические ткани и др.) переходят в осадок, распределяясь по дну бассейна седиментации в соответствии с влиянием факторов механической дифференциации. Благодаря дифференциации этого типа, накапливаются огромные толщи органогенных известняков, создаются рифовые постройки, накапливается органическое вещество — материал для образования каустобиолитов нефтяного и угольного ряда. Особенно велика роль биогенной дифференциации в накоплении соединений, составные части которых в воде не находятся в состоянии насыщения. В современную эпоху, например, не могли бы выпадать в осадок без участия организмов кремнезем, фосфаты и другие осадочные образования. 22 Необходимо отметить, что биогенная дифференциация получает свое завершение и материальное выражение только в благоприятной физико-химической обстановке. В неблагоприятных условиях продукты жизнедеятельности организмов могут полностью раствориться или разложиться (как это случается с кальцитовыми раковинами в северных морях или с растительными остатками в зонах интенсивной аэрации осадка). Физико-химическая дифференциация присуща коллоидному материалу. Она осуществляется в водной среде под действием физико-химических сил, вызывающих укрупнение частиц вследствие коагуляции коллоидных растворов и явлений сорбции. Распределение выпавшего в осадок коллоидного материала в бассейне осадконакопления контролируется факторами механической дифференциации. В зависимости от качества (обломочный, коллоидный, растворенный и т. д.) и количества материала, климатических условий, свойств и состояния среды в каждом конкретном случае могут иметь место или один из видов осадочной дифференциации или несколько, протекающих одновременно и перекрывающих друг друга. В первом случае возникает более или мене чистый осадок, во втором — он может оказаться поликомпонентным, состоящим из продуктов механической, химической и других видов дифференциации. Иллюстрацией сказанному служит существование песчаников известковых, мергелей, горючих сланцев и многих других пород. Кроме этого смешивание (интеграция) осадочного материала происходит на путях миграции, на пример в случае, когда в речную артерию вносят свои воды притоки, а также в конечном водоеме стока, куда поставляется материал различными источниками сноса, в том числе и при участии атмосферы. Такого рода интеграция способствует образованию терригенных осадков полиминерального состава и коагуляции коллоидов. Таким образом, седиментогенез представляет собой весьма сложный, природный процесс, охватывающий значительную часть поверхности Земли. Происходящие при этом дифференциация и интеграция являются одними из основных его движущих сил, причинами многообразия осадочных пород. Постоянное противоборство этих двух противоположностей — суть проявление одного из основных законов материалистической диалектики — единства и борьбы противоположностей. Стадия диагенеза Осадок, сформировавшийся в стадию седиментогенеза, представляет собой неравновесную в физико-химическом отношении систему, состоящую из твердой и жидкой, твердой и газовой или всех трех фаз совместно. Значительную часть осадка составляют жидкая или газообразная фазы. Характерная особенность осадка, образовавшегося в водной среде,— обилие микроорганизмов. При этом наблюдается следующая закономерность, — чем выше дисперсность осадка, тем больше микроорганизмов, с увеличением глубины погружения осадка количество бактерий сокращается. Основной фактор, регулирующий такую локализацию бактерий,— содержание органического вещества, за счет которого и развиваются микроорганизмы. В осадках водных бассейнов (современных и послерифейских) почти всегда присутствует органическое вещество. Его количество определяется, прежде всего, физико-географическими условиями. Распределение органического вещества контролируется волнениями, течениями, что отражается в ассоциациях Сорг с определенными типами осадочных пород. Намечается такая картина — в осадках бассейнов гумидной зоны содержание органического вещества выше, чем в осадках аридной. В осадках центральных частей крупных водоемов (океанов, море) органического вещества меньше, чем в периферийных. Максимальные количества органического вещества приурочены к тонкодисперсным глинистым осадкам, а в алевритовых и тем более в песчаных образованиях содержание его значительно ниже. 23 В морских осадках Н. М. Страхов (1960) выделяет окислительную и восстановительную зоны. Образовавшийся на поверхности суши или на дне в водоема осадок обычно представляет собой неравновесную систему. Отсутствие физико-химического и биохимического равновесия _ — движущая сила процесса диагенеза. В результате действия между составными частями осадка и окружающей средой при участии внешних факторов возникает более или менее равновесная система, в которой составные части приспособились для совместного существования. В стадию диагенеза в осадках происходят следующие основные процессы: • уплотнение осадка под действием веса вышележащих осадочных образований; дегидратация или гидратация осадка; • переработка осадка илоедами и бактериями; • образование устойчивых минеральных модификаций за счет неустойчивых; • растворение и разложение неустойчивых составных частей осадка; минеральное новообразование; • кристаллизация и перекристаллизация. Уплотнение осадка. Только что накопившийся осадок имеет низкую плотность. У глинистых илов она может составлять всего 1,2—1,3 г/см3, у песчаных и алевритовых осадков— 1,5—1,7. К концу стадии диагенеза вследствие перегруппировки частиц, отжатия воды и других процессов плотность глинистых осадков возрастает до 1,6—1,8 г/см3, песчаников — до 1,7—1,9. Подобное явление происходит и с другими осадками. Дегидратация или гидратация осадка. Осадки, возникшие в водной среде, содержат огромное количество воды (до 75— 85%). В процессе их уплотнения вода отжимается и обычно перемещается в вышележащие слои. К концу стадии диагенеза из осадка удаляется до 50 % исходного количества воды. Переработка осадка организмами имеет место и в континентальных, и в морских условиях. Интенсивнее всего перерабатываются тонкодисперсные осадки (пелитовые, карбонатные, фосфатные и др.) водоемов с повышенным содержанием органического вещества. Образование устойчивых минеральных модификаций за счет неустойчивых в данной физико-химической обстановке — характерный для диагенеза процесс. Как отмечал Л. В. Пустовалов, в зоне осадкообразования, в условиях избытка экзогенной энергии, сплошь и рядом возникают малоустойчивые модификации минералов, обладающие тем или иным запасом энергии. При захоронении осадка они отдают эту энергию окружающей среде, а сами образуют более устойчивые разновидности (модификации). Пример таких превращений — переход арагонита — в кальцит, опала — в халцедон. Растворение и разложение неустойчивых составных частей осадка —типичные процессы для стадии диагенеза. Они в значительной своей части определяются физикохимическими и биохимическими параметрами и свойствами среды — рН и Eh среды, растворенных в воде солей и газов, их концентрация, состав атмосферы (а он в течение геологического времени существенно изменился), давление, температура, жизнедеятельность организмов и т. д. Многообразие этих свойств определяет в одном сочетании устойчивость данного компонента, в другом — его химическую активность и подвижность. Кальцитовые остатки растворяются за счет избытка углекислоты, способствующей переходу малоподвижного карбоната в легко растворимый бикарбонат. В тепловодных морских бассейнах, где количество растворенной углекислоты невелико, а среда щелочная (рН>8), обстановка благоприятствует сохранению карбонатов кальция в осадке. Минеральное новообразование. Новые минералы могут возникать в результате реакций между неустойчивыми (в конкретной физико-химической обстановке) минеральными и органическими частями осадка, а также с находящимися в нем жидкой или газообразной фазами, или же при взаимодействии между последними. 24 Например, реакция между гидроокислами железа и сероводородом (образующимся при разложении белковых соединений органического вещества) дает начало сульфидам железа (пириту, марказиту). Широко известно диагнетическое образование доломита в результате химических реакций между известковым илом и ионами магния, находящимися в морской воде, пропитывающей осадок. Взаимодействие окислов железа с органическим веществом (в водной среде) приводит к образованию сидерита 2Fe2O3 • п Н2О + С -> 4FeO + СО2 + п Н2О; FeO + CO2->FeCO3. Диагенетическими минеральными новообразованиями являются конкреции марказита, сидерита, фосфорита, кремнистые и глинистые минералы. В обломочных, органогенных и оолитовых карбонатных образованиях диагенетаческие минералы нередко выполняют роль цемента. Кристаллизация и перекристаллизация составных частей осадка характерна для хемогенных и коллоидных образований, а также для органических минеральных остатков (раковины и прочее). Образование конкреций (кремнистых, фосфатных и др.), исходный материал для которых в большей части коллоиды, обычно сопровождается кристаллизацией вещества, уменьшением его удельной поверхности, адсорбционной способности, что в конечном итоге придает системе большую устойчивость. Кристаллические образования (кальцит, доломит, сульфаты, галоиды и др.) в стадии диагенеза могут перекристаллизовываться. Наиболее интенсивно должны перекристаллизовываться тонкозернистые, однородные (лишенные посторонних примесей) осадки. В стадии диагенеза осадок может быть вовлечен во все или в часть перечисленных процессов в зависимости от его состава и физико-химических свойств среды. Например, при диагенезе эоловых терригенных образований не происходят переработка осадка организмами, дегидратация, растворение составных частей осадка. При формировании мономинералъных кварцевых песков могут отсутствовать или проявляться очень слабо процессы образования устойчивых минеральных модификаций за счет неустойчивых, растворение неустойчивых соединений (по причине их отсутствия) и др. Наиболее полным комплексом диагенетических преобразований выделяются глинистые и известковые илы морских и пресноводных водоемов, расположенных в областях гумидного климата. Кроме соответствующих свойств осадка и окружающей среды, на течение процессов диагенеза оказывают влияние и некоторые внешние факторы. Среди них температура, давление, продолжительность их воздействия, скорость накопления осадка и его аэрируемость. Они способны ускорять, замедлять или даже практически останавливать течение диагенетических процессов. Стадия диагенеза завершается превращением осадка в осадочную горную породу. Следует заметить, что не всегда по внешним признакам можно отличить породу от осадка. Например, современный песок-осадок и ископаемый песок-порода по внешним признакам могут быть одинаковы. В связи с этим принято считать, что стадия диагенеза заканчивается с прекращением жизнедеятельности организмов и достижением физикохимического равновесия в осадке. Продолжительность стадии диагенеза колеблется в широких пределах, в зависимости от скорости достижения равновесия в осадке и может составлять десятки и даже сотни тысяч лет. Мощность зоны диагенеза осадка также зависит от скорости наступления равновесия между осадочными компонентами. В изначально равновесных системах (например, чистых кварцевых песках) она может составлять единицы метров. Напротив, в многокомпонентных осадках мощность зоны диагенеза может достигать 100 м и более. Стадия диагенеза может прерваться вследствие выхода осадка на поверхность под влиянием внешних сил и тогда он, не превратившись в породу, может вовлечься в новый цикл седиментогенеза. 25 Лекция №5 Основные условия образования осадочных пород. Влияние климата и тектоники на литогенез и строение осадочных толщ. Типы литогенеза по Н.М. Страхову. Характерные породы для конкретных типов литогенеза. Выяснение условий формирования и познание закономерностей образования осадочных пород и связанных с ними полезных ископаемых — одна из главнейших задач литологии. Ее решение имеет большое научное и практическое значение, поскольку позволяет расшифровать детали формирования осадочной оболочки нашей планеты и открывает возможность наиболее эффективного освоения ее недр. Решением этой литологической задачи наука занимается практически со времени своего зарождения. Особенно плодотворны последние 30—40 лет, знаменующиеся установлением периодичности и эволюции осадкообразования, определением основных движущих сил процесса, разработкой основ теории литогенеза, и т. д. Значительный вклад в решение задачи внесли советские ученые М. С. Швецов, Л. В. Пустовалов, Л. Б. Рухин, Н. М. Страхов, Г. И. Теодорович и др. Образование осадочных пород происходит в различных физико-географических условиях и регламентируется многими факторами и силами земной и космической природы. Их роль в формировании осадка и основные закономерности образования осадочных пород рассматриваются ниже. Влияние тектоники и климата на литогенез Среди множества факторов, определяющих условия образования осадочных пород и закономерности их формирования, ведущее положение занимает тектоника и, в частности, режим колебательных движений земной коры. Большое влияние на общий ход осадочного процесса оказывают климат и рельеф, но их роль в определенной мере регулируется тектоникой. Кроме того, на формирование осадочных толщ оказывают влияние жизнедеятельность организмов, солевой состав и соленость вод, Eh, pH и др., но все они имеют подчиненное значение и оно во многом ограничивается общим ходом тектонического развития планеты, климатом и рельефом. Роль тектоники в процессе литогенеза. Интенсивность, частота, региональность тектонических колебательных движений существенным образом отражаются на составе, строении (структуре, текстуре), скорости накопления и мощности осадка, а также форме осадочных тел. Как известно, тектонические колебательные движения 1. вызывают трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Вместе с изменением положения берега меняется и состав осадка. Например, при трансгрессии в заданной точке водоема откладывались глинистоалевритовые осадки, в случае регрессии здесь же возможно накопление более крупнозернистых отложений. 2. могут привести к образованию мелководных водоемов с весьма ограниченной связью с открытым морем. При определенных условиях терригенное осадконакопление может смениться накоплением различных солей. Пример такого бассейна— современный залив Кара-Богаз-Гол. 3. могут привести к заболачиванию местности, возникновению торфяников. В современных условиях примером такой обстановки служит район залива Памлико (восточное побережье Северной Америки), переходящий в огромное болото с мощностью торфа более 6 м. 26 4. в пределах суши приводят к изменению положения области сноса осадочного материала, изменению базиса эрозии, что, в свою очередь, отражается на составе накапливающегося осадка. 5. отражаются на характере продуктов выветривания, возможности образования коры выветривания и т. д. 6. являются одной из основных причин слоистого строения осадочных толщ, чередования в разрезе пород разного состава. Поскольку граница между слоями бывает выражена достаточно четко, надо полагать, что смена одной обстановки осадконакопления другой совершается относительно быстро. 7. являются одной из главных причин периодичности осадконакопления — неоднократной повторяемости в геологических разрезах литологически однотипных или близких по составу осадочных пород. 8. оказывают огромное влияние на скорость накопления осадков и их мощность. Скорость современного осадконакопления колеблется в широких пределах. Максимальных значений она достигает у горных подножий и в конусах выноса, достигая в ряде случаев нескольких метров в год. Значительна скорость накопления в дельтах крупных рек-—десятки сантиметров в год. Иллюстрация этому то, что дельта р. Хуанхэ выдвинулась в Желтое море в течение 6 лет (1947—1952 гг.) на 25 км. В районах развития мутьевых (турбидных) потоков, вызываемых разрядкой тектонических напряжений, скорость накопления современных осадков составляет в среднем 0,5 мм/год. а в центральных частях океанов 0,008—0,06 мм/год. Изучение разрезов ископаемых осадочных толщ позволилоустановить, что скорость накопления осадков в геосинклинальных областях значительно выше, чем в платформенных (0,01—0,3 и 0,003—0,02мм/год) соответственно. Из приведенных данных, однако, не следует вывод о том, что скорость современного осадконакопления выше, чем в прошедшие этапы геологической истории. Дело в том, что современные осадки рыхлые, тогда как ископаемые отложения существенно уплотнены. Крометого, при расчете интенсивности осадконакопления в историческое время не учитывались возможные размывы, денудация иперерывы в накоплении осадков. Несомненно, что и в древние эпохи скорость накопления осадков в значительной мере определялась особенностями тектонического строения территорий (антиклинории, синклинории : т. д.) и связанными с ними формами рельефа. Максимальные мощности и, соответственно, скорости накопления осадков в крупных водных бассейнах характерны для областей компенсированного прогибания (впадины, прогибы). Такие области известны как в геосинклинальных, так и платформенных условиях. Следует отметить, что скорость и мощность накопления осадков в значительной мере зависят от количества поступающего осадочного материала. В тех случаях, когда количество осадочного материала мало, никакое прогибание не в состоянии обеспечить большие скорости накопления и мощность осадка. При обильном поступлении осадочного материала, превышающем необходимое количество для компенсации прогибания, будет происходить обмеление бассейна и изменение условий осадконакопления, а в конечном итоге аккумуляция может смениться денудацией. 9. определяет в значительной мере форму и размер осадочных тел. При региональном продолжительном погружении территории образуются мощные, огромные по площади пласты более или менее однородного состава. Примером этого могут служить известняки нижне-волжского подъяруса верхней юры Прикаспийской впадины, имеющие мощность 80— 130 м и площадь распространения более 40 тыс. км2. В краевых прогибах осадочные тела часто имеют значительную протяженность (до 1000 км и более), при относительно небольшой ширине. 10. С колебательными и разрывными тектоническими движениями связано образование рифовых тел, представляющих собой карбонатные органогенные постройки, 27 возникшие в зонах прогибания дна морского бассейна. Рифовые постройки широко распространены в палеозойских отложениях Волго-Уральской, Тимано-Печорской нефтегазоносных провинций, в верхнеюрских отложениях Западного Узбекистана и Восточной Туркмении, а также в других регионах. Вдоль крупных тектонических разломов на суше в результате деятельности рек нередко формируются рукавообразные осадочные тела. Большое влияние на литогенез оказывают горообразовательные тектонические движения и магматизм. Благодаря их проявлению в сферу осадкообразования вовлекаются огромные массивы магматических, метаморфических и осадочных пород, а образующиеся при этом сильно пересеченные формы рельефа способствуют интенсивному их выветриванию и денудации В условиях континента рельеф определяет общий ход механического разрушения материнских пород. В горных районах с крутыми склонами может образовываться крупный обломочный материал размером от единиц до десятков сантиметров и даже метров. В равнинных районах формируется, как правило, мелкий обломочный материал — песчаный, алевритовый, пелитовый. Особенности рельефа определяют скорость течения и транспортирующие возможности водных потоков. В горных районах, с крутым уклоном ложа, они обладают значительной энергией и скоростью перемещения водной массы (до 7—10 м/с). В зонах деятельности горных рек и временных потоков переносится разнообразный обломочный материал, в том числе гравий, галька и даже валуны. При понижении энергетической способности потока наиболее крупные обломки переходят в осадок. Равнинные реки имеют небольшую скорость течения, обычно 0,2—0,5 м/с, и, как правило, не превосходят 1,0—1,5 м/с. В таких условиях переносится более мелкий материал — песок, алеврит, пелит. В общем виде скорость течения и транспортирующие возможности большинства водных потоков убывают от истока к устью, что определяется в основном выполаживанием рельефа. Особенно отчетливо эта закономерность проявляется у горных рек при их выходе на равнинные участки. Обломочный материал задерживается близ мест образования и находится в состоянии транспортировки в равнинных областях значительно дольше, чем в горных. В связи с этим, а также из-за большей дисперсности обломочные частицы в областях пенеплена (при прочих равных условиях) подвергаются более глубокому преобразованию при воздействии факторов химического разложения. В результате этого быстрее исчезают неустойчивые и малоустойчивые минералы (амфиболы, пироксены, основные плагиоклазы и др.) упрощается минеральный состав (происходит «созревание» обломочной части). Рельеф поверхности отражается также и на составе и структурных особенностях осадков. Так например, в горных районахнакапливаются пролювиальные и делювиальные отложения, представленные щебенкой, дресвой, сменяющимися вниз посклону более мелкозернистыми образованиями. Обломки обычнонеокатанные, полуугловатые, слабо сортированные. В равнинных районах такие отложения не характерны. Здесь в конти нентальных водоемах в условиях аридного климата наряду с терригенными откладываются различные хемогенные осадки (доломиты, сульфаты, галоиды), а в гумидных – терригенные и органогенные (торфянники). В морских и океанических условиях рельеф дна бассейна и прилегающей суши также оказывают большое влияние на облик и свойства осадков. От рельефа суши, прежде всего, зависит размер поступающих в бассейн обломков, а рельеф дна в значительной мере предопределяет особенности распределения осадочного 28 материала. При большом уклоне поверхности суши в бассейны поступает более крупный обломочный материал, то же происходит и в случае крутых, обрывистых берегов, сложенных прочными породами. При пологом, равнинном рельефе суши и значительном удалении (сотни километров) источника сноса, в море поступает мелкий обломочный материал (песок, алеврит, пелит). Под действием волнений и течений поступивший в бассейн осадочный обломочный материал продолжает свое перемещение. На пути его встречаются поднятия и углубления дна. Относительно пониженные участки благоприятны для, аккумуляции осадка, наоборот — повышенные нередко подвергаются размыву, причем в первую очередь удаляются наиболее мелкозернистые фракции. Вследствие этого на повышенных участках морского дна остаются более крупные, лучше отсортированные частицы, но мощность осадка при этом понижается. С увеличением энергии волн и течений в движение вовлекаются всеболее крупные частицы. От величины уклона дна бассейна зависит, размер частиц, слагающих осадок в том или ином пункте. При пологом дне морского бассейна галечный и песчаный материал слагает пляж и относительно узкую мелководную зону. При большем уклоне дна (25— 30°) во время сильных волнений обломочный материал (галька, гравий, песок) скатывается вниз и задерживается лишь на уступах или в местах выполаживания поверхности дна По подводным каньонам обломочный материал может скатываться на большие глубины. По данным Д. Хьюберта в тальвегах каньонов северо-западной Атлантики гравийный материал находится на глубинах свыше 3000 м, на значительном удалении от береговой линии. Таким образом, крупный размер обломков не всегда является признаком прибрежности или мелководья, хотя в общем случае, в морских условиях по мере удаления от берега размер обломочных частиц в осадке уменьшается. Влияние климата на литогенез. Климат планеты определяется множеством факторов. Это интенсивность солнечной радиации, положение участков поверхности относительно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрическое положение суши и дна Мирового океана, соотношение площадей суши и моря, излучение внутреннего тепла планеты, направление ветров, направление и температура морских течений и т. д. Из приведенного перечня следует, что часть факторов, определяющих климат, имеют тектоническую природу и, следовательно, имеется определенная подчиненность климата тектогенезу. Будучи последствием взаимодействий разнообразных факторов и природных явлений, климат существенно влияет на седиментогенез в целом и на облик будущей породы. Исходя из основных климатических признаков выделяют три типа климата: нивальный гумидный и аридный. Нивальный климат присущ областям с низкой температурой (среднегодовая ниже —10 °С). Большую часть года вода находится в виде льда и снега. В теплое время года снег и лед не успевают растаять, поэтому происходит их постепенное накопление. Типичный представитель такого климата — арктический. Гумидный климат — влажный, причем, по крайней мере, в течение теплой части года вода находится в жидкой фазе. К гумидному климатическому типу относятся тропический, субтропический, умеренный и холодный влажные климаты. Для этой группы климатов характерно обильное развитие растительности. Аридный климат характеризуется сухостью воздуха, сильным прогревом поверхности суши в течение всего года или в отдельные его периоды. Количество атмосферных осадков обычно невелико (менее 150— 200 мм/год). Флора представлена разреженными, засухоустойчивыми формами или отсутствует вообще. К аридному типу относятся климаты пустынь, полупустынь и сухих степей. Отдавая климату предпочтение перед другими факторами в части формирования основных признаков осадочных пород, Н. М. Страхов выделил три климатических типа 29 литогенеза: ледовый (нивальный), гумидный, аридный, а четвертый — аклиматический, вулканогенно-осадочный. Ледовый (нивальный) тип литогенеза характеризуется нахождением воды преимущественно в твердой фазе (лед) и именно в таком состоянии она проявляет свою активность. Низкая температура вызывает существенное замедление химических процессов и подавляет жизнедеятельность организмов. В связи с этим роль осадочного материала химического и органического происхождения при ледовом литогенезе весьма незначительна или не проявляется вообще. Основная часть осадочного материала, согласно представлениям Н. Н. Страхова (1960 г.), поставляется в первую очередь механическим (морозным) выветриванием скал, не покрытых льдом (или снегом), сам ледник, медленно передвигаясь, отрывает от ложа выступающие участки и уносит обломки с собой. Перенос осадочного материала осуществляется преимущественно ледниками и, в незначительной степени, водой подледниковых ручьев. Вследствие этого осадочная дифференциация проявляется очень слабо. В итоге накапливается совершенно неотсортированный осадочный материал, из которого образуются породы моренного типа — глины валунные, супеси, неотсортированные валунники. Гумидный тип литогенеза осуществляется в обстановках тропического, субтропического, влажных умеренного и холодного климатов. В каждом из этих климатических режимов породообразование имеет свои специфические черты, при общности основных типовых признаков. Гумидный литогенез развит как на суше, так и в морских условиях. Генезис осадочного материала при таком типе литогенеза наиболее многообразен. Здесь активно проявляют себя факторы механического разрушения, химического разложения, а также биологические процессы. В связи с этим в осадок возможно поступление обломочной, хемогенной, органогенной и коллоидной частей. Поскольку в различных климатах гумидного типа температура, количество осадков, жизнедеятельность организмов неодинаковы, к тому же может существенно различаться и рельеф, то образовавшиеся осадки в каждом конкретном случае будут нести свои специфические особенности. В условиях теплого климата (тропического и субтропического) при равнинном рельефе весьма интенсивно проистекает химическое выветривание пород. В обстановке умеренного и холодного климатов из-за снижения среднегодовой температуры этот процесс совершается в значительно замедленном темпе. Если же выветривание происходит в условиях резко пересеченного рельефа (горные и предгорные области), то даже в зонах теплого климата механическое выветривание начинает существенно преобладать над химическим. Жизнедеятельность организмов завершается образованием осадочного материала — минеральных скелетных остатков и неполностью разложившегося органического вещества, а продукты разложения последнего (в виде СО2 и гуминовых кислот) способствуют механическому и химическому выветриванию пород. В зоны осадконакопления при гумидном литогенезе, таким образом, поступает обломочный и органогенный материал, растворенная и коллоидная части. В зависимости от термобарических условий, рН, Eh солености вод бассейна осадконакопления и биохимической активности организмов, растворенная и коллоидная части могут оставаться в растворе или перейти в осадок в виде твердой фазы. Например, в современных холодноводных морях (Баренцево, Карское и др.) карбонат кальция может переходить в твердую фазу за счет жизнедеятельности организмов, строящих свои скелеты из кальцита (арагонита), однако после отмирания организмов их скелеты обычно растворяются из-за избытка углекислоты в воде. Хемогенный кальцит в таких условиях не образуется. Таким образом, в осадке накапливается в основном терригенный материал. В современных тепловодных приэкваториальных бассейнах, наоборот, обстановка весьма благоприятна для накопления кальцита, который выделяется из вод как биогенным, так и химическим путем. Обращает на себя внимание их не совсем 30 симметричное расположение относительно экватора, что объясняется неодинаковым распределением теплых вод в областях течений. Довольно четкая зависимость от климата наблюдается в распределении морских кремнистых осадков, эвапоритов и других осадочных образований Многообразие обстановок в зонах гумидного климата предопределяет и разнообразие литологического состава пород — здесь возникают глинистые, обломочные (песчаники, алевриты), хемогенные (карбонаты, бокситы и т. д.), органогенные (известняки, диатомиты, угли и др.) и смешанные осадочные образования. Гумидный тип литогенеза в геологическом прошлом резко преобладал над остальными. В современную эпоху этот тип литогенеза также преобладает над всеми остальными, охватывая примерно 57 % суши или 70 % поверхности всей планеты. Аридный тип литогенеза — породообразование в обстановке повышенных температур, благодаря которым вода может находиться в жидкой фазе практически в течение всего года, однако ощущается ее острый дефицит. Аридный литогенез характерен для континентов (пустыни, полупустыни, сухие степи), но имеет развитие и в морских условиях (Красное, Каспийское моря и др.). В обстановке аридного климата на континентах осадочный материал поступает в виде обломочной и растворенной частей очень часто из располагающихся по соседству гумидных зон — с гор вместе с мощными временными потоками, ручьями и реками, возникающими при таянии ледников, или же с равнин — с полноводными реками. В пределах областей аридного литогенеза перенос осадочного материала осуществляется главным образом ветром. Этому способствует отсутствие или слабое развитие почвенного слоя и растительности. Благодаря перевеванию терригенного материала ветром из аридных зон выносится алевритовый и глинистый материал, накапливается песчаный. Площади развития современных песчаных отложений огромны (Кара-Кумы~240 тыс. км2, Сахара>7 млн. км2). В озерах, лагунах и морях аридной зоны осадконакопление может осуществляться за счет аутигенного минералообразования, приносимого ветром песчаного, алевритового и глинистого материала, а также продуктов жизнедеятельности растительных и животных организмов. Если происходит засолонение водоемов, осадкообразование за счет жизнедеятельности организмов постепенно уменьшается и может совершенно прекратиться. Доминирующее значение тогда получает химическая седиментация, проявляющаяся в последовательном накоплении сульфатов кальция, хлоридов натрия, калия и магния и др. Значение терригенного материала при этом также становится незначительным. При опреснении водоемов (например за счет увеличивающегося притока пресных вод) седиментация эволюционирует в обратном порядке, с постепенным возрастанием роли терригенного и органогенного материала. Таким образом, для аридного типа литогенеза характерен следующий набор пород: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования (нередко засолоненные), известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, полигалиты, каменная соль. Вулканогенно-осадочный тип литогенеза — азональный или аклиматический. Под этим типом литогенеза Н. М. Страхов понимал породообразование на площадях вулканических извержений и в их окрестностях, находящихся под исключительным или определяющим влиянием эффузивного процесса. Отличительная черта этого типа литогенеза — осадочный материал в значительной степени поставляется вулканами, однако по мере удаления от очагов вулканизма в осадках все более возрастает роль обломочного и хемогенного материалов, образующихся за счет продуктов выветривания. В составе продуктов вулканической деятельности вулканические бомбы, пепел, гидротермальные воды, газы (эксгаляции). Твердые продукты извержения образуют вулканогенно-осадочные (пирокластические) породы, часть растворенных и газообразных компонентов в условиях земной поверхности или в толще морских и океанических вод 31 (при подводных извержениях вулканов) в результате химических реакций также переходят в твердую фазу, а затем и в осадок. Необходимо отметить недостаточную обоснованность выделения вулканогенноосабочного типа литогенеза. Дело в том, что продукты вулканической деятельности осаждаются на поверхность планеты в зоне конкретного климата. В силу этого материал, перешедший в осадок, подвергается воздействию соответствующих климатических факторов, а образовавшиеся из него породы приобретают черты, присущие данному типу литогенеза. В случае массового накопления вулканогенного материала большой мощности в течение одного извержения факторы осадочного литогенеза возможно и не успеют наложить своего отпечатка, но тогда породы будут представлять туфы или подобные им образования, не относящиеся к осадочным. Лекция №6 Эволюция осадочного процесса и периодичность осадочного породообразования. Периодичность осадочного процесса. Эволюция осадконакопления наглядно проявляется при прослеживании и сравнительном изучении какого-либо одного типа осадочных пород или осадочных формаций на протяжении всей геологической истории земной коры. Эволюция угленосных формаций. Рассмотрим эволюцию угленосных формаций за время от карбона до квартера (по Жемчужникову). Начиная с карбона, наблюдается заметная миграция угленакопления от геосинклиналей к платформам. Одновременно с этим происходит явное перемещение угленакопления от моря в глубь континентов. Параллические толщи постепенно сменяются лимническими. Климат эпох углеобразования изменяется от тропического к умеренному и от морского к континентальному. Ясно выражена неравномерность угленакопления. Максимумы угленакопления наблюдаются в среднем карбоне, перми, отчасти в юрский период, верхний мел и в палеогене и неогене. Минимумы приходятся на верхний девон, части верхнего карбона, триаса и нижнего мела. Для каждой эпохи углеобразования характерны свои типы углей: для девона — кутикуловые липтобиолиты, для нижнего карбона — споровые дюрены, для среднего карбона, — кляреновые угли, для перми — полосчатые фюзено-ксиловитреновые, для юры — фюзено-ксиленовые угли, для палеогена и неогена и верхнемелового времени — главным образом бурые землистые угли и лигниты. Характер углей тесно связан с эволюцией растительности: в девоне были развиты псилофитовые, в карбоне — папоротникообразные, в перми — хвойные, в мелу, палеогене и неогене — хвойные и цветковые. Эволюция кремнистых пород. Эволюция кремнистых пород рассмотрена Н. М. Страховым и Г. А. Каледой (1955—1960). Среди кремнистых формаций выделяются три основных типа: джеспилито-вые (железисто-кремнистые), яшмовые (вулканогеннокремнистые) и опоковые. Джеспилитовые формации характерны для докембрия. Часть из них связана с вулканической деятельностью, другая значительная часть представлена нормальными осадочными породами. Вероятно, отложение кремнезема происходило в условиях морских водоемов чисто химическим путем. Об этом свидетельствуют переходы железистых кварцитов в сторону суши в оолитовые гематит-шамозит-сидеритовые руды, ассоциации кремнисто-железистых пород с доломитовыми известняками и другие факты. Яшмовые формации распространены в палеозое и нижнем мезозое, и связаны они в основном с эпохами интенсивного вулканизма в геосинклинальных бассейнах. Значительная часть пород этих формаций возникла благодаря химическому осаждению кремнезема вблизи очагов вулканических извержений, однако имеются и отдельные 32 кремнистые формации, где яшмы и яшмовидные породы ассоциируются с терригенными и карбонатными породами. Отложение кремнезема происходило не только химическим путем, но и благодаря деятельности организмов. Имеются в палеозое и нормальные осадочные образования. Это кремнистые конкреции во многих карбонатных толщах, а также самостоятельные толщи и формации силицитов, при накоплении которых деятельность организмов являлась определяющей (кремнистая формация нижнего карбона Большого Донбасса). Примерно начиная с мела и до настоящего времени, выделяется третий этап в развитии кремнистых пород: широкое развитие приобретает опоковая формация, связанная с появлением и расцветом флоры диатомовых водорослей. Опоковая формация по представлениям ряда исследователей сложена относительно мелководными осадками и приурочена главным образом к платформам. В современный период можно выделить глубоководные формации диатомового и радиоляриевого ила океанов. Эволюция состава карбонатных и глинистых пород. Эволюция состава карбонатных и глинистых пород Русской платформы прослежена А. П. Виноградовым, А. В. Роновым и др. Состав карбонатных пород Русской платформы на протяжении всей геологической истории закономерно изменялся: содержание кальция возрастало, магния — падало. На фоне повышения кальция и понижения содержания магния наблюдается периодическое изменение содержания компонентов — максимумы и минимумы (рис. 80). Эти изменения наглядно показаны на кривой отношения Са: Mg (рис. 81). Кривая показывает, что карбонатообразование в истории земной коры эволюционировало от накопления доломитов или карбонатных пород, богатых доломитом, в сторону образования известняков, лишенных или бедных доломитом. Хемогенная садка доломита в настоящее время, как известно, осуществляется только в некоторых озерах суши (Большое Соленое озеро США, Балхаш (?) и некоторые другие). Одновременно происходила эволюция органогенного карбонатонакопления в связи с эволюцией органического мира (рис. 82). Еще более наглядным является изменение содержания кальция и магния в глинистых породах Русской платформы. В докембрии и нижнем палеозое отмечено более высокое содержание магния, в последующие времена содержание магния в глинах падает, а кальция увеличивается. Причем разрыв между содержанием этих элементов по мере приближения к современному периоду все более и более нарастает. Возможно, что эти изменения отражают общую эволюцию карбонатного вещества. Аналогичная картина наблюдается в глинах Русской платформы, в которых от древнего палеозоя к кайнозою наблюдается постепенное уменьшение содержания калия и заметное увеличение натрия. На фоне общего роста содержания натрия и падения содержания калия имеются отдельные пики минимумов и максимумов, приходящиеся на определенные периоды (рис. 83). Такая закономерность обусловлена изменением минералогии глинистых пород: в отложениях докембрия и нижнего палеозоя преобладают гидрослюдистые глины, верхнего палеозоя — гидрослюдистые и каолинитовые, начала мезозоя — гидрослюдистые и каолинитовые с существенным содержанием монтмориллонита. В отложениях конца мезозоя и кайнозоя наряду с каолинитовыми и гидрослюдистыми глинами широко развиты монтмориллонитовые глины. Эволюция хемобиогенного осадконакопления. Эволюцию хемобиогенного осадконакопления в истории Земли изучал Н. М. Страхов (1948—1962). Не касаясь всех типов пород хемобиогенного осадконакопления, остановимся на железорудных отложениях. В докембрии среди железорудных пород господствуют джеспилиты. Глауконитовые осадки появляются на границе кембрия и докембрия и прослеживаются в отложениях всех периодов, включая современный. Морские оолитовые шамозит-гидрогетитовые руды 33 появляются еще в докембрии и затем также широко прослеживаются во всех отложениях, вплоть до современных. Озерно-болотные, главным образом гидроокисные руды железа, начинают появляться в палеозое, от палеозоя к современному периоду значение их всех более и более возрастает. Руды коры выветривания характерны для конца мезозоя и современного периода. На примере угленосных, кремнистых, карбонатных, глинистых отложений, а также железных руд и других осадочных горных пород ясно видно, что существует определенная эволюция процесса осадконакопления во времени. От древнейших периодов истории Земли к современному наблюдается уменьшение значения хемогенного осадконакопления и увеличение значения биогенной седиментации. Среди биогенных пород наблюдается изменение состава в связи с эволюцией фауны и флоры. Вместе с тем происходит возрастание общего объема осадочных пород и повышение роли продуктов их разрушения в образовании новых осадков и осадочных пород. Таким образом, процесс осадконакопления по своей природе процесс периодический, развивающийся. В его развитии осуществляется как бы повторение пройденного ранее, но каждый раз по-новому, на новой — высшей основе, т. е. развитие идет по спирали; новые территории, испытывающие поднятие или опускание, иной темп движений с совершенно другими осцилляциями, иные породы подвергаются размыву и т. д. В результате возникает новый период осадконакопления (цикл или осадочная формация), который по мощности толщи, составу пород, характеру их переслаивания, минеральным ассоциациям, органическим остаткам и другим признакам существенно отличается от предшествующего. Внутренними движущими причинами процесса осадконакопления являются борьба и взаимопроникновение противоположных начал геологического и космического характера. В процессе развития Земли осадконакопление эволюционировало в связи с изменением физико-химических, физико-географических условий и органического мира. Постепенное усиление — наращивание тех или иных признаков — приводит к появлению нового качества новой осадочной породы или полезного ископаемого. Так появились джеспилиты (докембрий), яшмы (палеозой), опоки, мел (мезозой), руды коры выветривания — железа и марганца, диатомиты (кайнозой). Весьма интересен в этом отношении белый пишущий мел — порода, обнаруженная только в меловых отложениях и неизвестная ни в более молодых, ни в более древних отложениях. Все это свидетельствует о том, что процессы эволюции осадконакопления необратимы. ПЕРИОДИЧНОСТЬ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ Периодичность, обусловленная сезонными и многолетними изменениями климата. Периодичность осадконакопления является выражением общей периодичности геологических процессов — процессов развития Земли. Простейшим проявлением периодичности является пара слоев в ленточных глинах: слой, обогащенный песком, отложившийся летом во время усиленного таяния ледника и обилия воды, и слой, обогащенный глинистым материалом, отложившийся в зимний период. Подобное чередование осадков наблюдается в долинах рек и в дельтах: весной во время паводка река несет массу тонкого обломочного материала и отлагает его на поверхности поймы и вблизи устья. Затем на протяжении большей части года в пойме почти не происходит отложения осадков (образуется почва), а в дельтах этот слой перекрывается прибрежно-морскими осадками. В засоленных лагунах и озерах благодаря изменению температуры и концентрации солей осаждаются одни соли зимой, другие – летом. Подобные периоды связаны с годичными изменениями климата. Кроме годичных, существуют более длительные — многолетние изменения климата. Они связаны с 34 периодами изменения солнечной активности. Как установлено на основании инструментальных наблюдений, существуют циклы солнечной активности: 11-, 22-, 35летние, вековые, двойные вековые, 200—300 лет, 600—700 лет, 1500—2200 лет и более длительные. Многолетняя периодичность обнаружена в ленточных глинах и отложениях солей, и она очень хорошо коррелируется с циклами солнечной активности. Периодичность более крупного масштаба (десятки тысяч лет) устанавливается по составу ледниковых отложений Севера СССР и других стран — наличию нескольких горизонтов морен в четвертичных осадках, свидетельствующих о нескольких периодах оледенения. Периодичность в десятки и сотни миллионов лет можно усмотреть в чередовании угленосных (карбон, пермь, юра, мел, палеоген, неоген) и соленосных (кембрий, девон, пермь, юра, мел, палеоген, неоген) эпох в истории Земли. Периодичность, обусловленная тектоническими причинами. В терригенных флишевых толщах наблюдается такая последовательность слоев (сверху вниз): 3. Песчаник. 2. Алевролит. 1. Аргиллит. Следы размыва нижележащих пелитовых осадков, проявляющиеся в виде гиероглифов, — слепок борозд размыва. 3. Аргиллит. 2. Алевролит. 1. Песчаник. Следы размыва, аналогичные вышеуказанным. 3. Аргиллит. 2. Алевролит. 1. Песчаник и т. д. Песчаник, алевролит, аргиллит представляют собой флишевый ритм. Причиной появления флишевых ритмов являются колебательные движения. Поднятие «Кордильеры» (области питания обломочным материалом) вызывает оживление эрозии и денудации на суше и появление течений в морском бассейне. В результате происходит частичный размыв поверхности глинистого осадка и накопление затем грубого песчаного материала — песчаника первого элемента флишевого ритма. Постепенное понижение «кордильеры» и вследствие этого затухание эрозии на суше приводит к накоплению более тонких алевритовых и глинистых осадков третьего элемента флишевого ритма. При следующем цикле поднятия и опускания «Кордильеры» образуется второй флишевый ритм и т.д. В настоящее время многие исследователи связывают образование флишевых ритмов с подводными землетрясениями, волнами цунами и мутьевыми потоками (турбидными течениями). Если эта точка зрения справедлива, то причиной флишевых ритмов будет периодичность землетрясений, т. е. тоже тектонические явления, но несколько иного характера. Еще более сложной является периодичность — цикличность угленосных толщ. Здесь наблюдается уже закономерное чередование фаций, а не только типов пород. В угленосных отложениях параллического типа установлена следующая последовательность фаций (сверху вниз): Несогласие — континентальный размыв Глинистые породы с морской фауной Известняки с морской фауной Глинистые породы с морской и прибрежноморской фауной Глинистые породы с фауной опресненного моря и заливов — лагун 35 Угольный пласт Глинистые породы с растительными остатками Алевролиты с растительным детритом Песчаники со слоистостью руслового типа I и растительными остатками Несогласие — континентальный размыв Причиной образования циклов угленосных отложений являются колебательные движения земной коры от мелких до крупных. Поднятие территории выводит ее из-под уровня моря и превращает в эродируемую сушу: закладывается гидрографическая сеть и наступает эпоха континентального размыва. Эрозия и денудация превращают постепенно сушу в равнину, на которой развиваются болота и торфяники. Затем происходит опускание суши, и местность покрывается морскими водами; идет накопление мелководных морских осадков. Новое поднятие завершает цикл и закладывает основание для следующего цикла. Элементарные циклы образуются в результате мелких колебательных движений небольшой амплитуды. Серия элементарных циклов — мезоциклы возникают при движениях большой амплитуды, на фоне которых осуществляются движения небольшой амплитуды. Серии мезоциклов — макроциклы возникают в результате колебательных движений большой амплитуды, вплоть до волновых движений земной коры. Периодичность, связанная с климатическими изменениями, наблюдается как в современных, так и в древних отложениях. Периодичность и ритмичность, связанные с тектоническими причинами,, особенно ярко проявляются в угленосных параллических толщах, во флишевых и молассовых формациях геосинклиналей и переходных зон (угольные циклы, флишевые ритмы) и представляют собой явление, широко распространенное как во времени, так и в пространстве: от докембрия до квартера на территории всего земного шара. Вместе с тем циклы и ритмы локализованы в пределах одной какой-либо структуры (геосинклиналь, передовой прогиб, бассейн, мульда), т. е. являются не планетарными, а местными. К периодичности подобного типа относится также периодичность трансгрессий и регрессий, проявляющихся на несколько больших по размеру территориях и захватывающих подчас и геосинклиналь, и платформу. Изучение явлений периодичности представляет большой научный и практический интерес. Выяснение деталей строения угленосных и флишевых толщ, например характера цикличности и ритмичности, облегчает не только решение теоретических, но и ряда практических вопросов стратиграфии и корреляции разрезов. Периодичность осадочных формаций. Высшим проявлением периодичности является чередование различных формаций осадочных пород за время одного полного геотектонического цикла. Наиболее часто наблюдается следующая последовательность формаций (по Рухину, 1969): 1. В геосинклинали — глинисто-сланцевые, флишоидные, вулканические, карбонатные, флишевые, молассовые. 2. В краевых прогибах — карбонатные, угленосные, нефтеносные, красноцветные, соленосные, молассовые. 3. На платформах — нижние терригенные, карбонатные, верхние терригенные. Несколько иную последовательность формаций устанавливает В. Е. Хаин (1956): 1. Внутренние и межгорные прогибы — спилито-кератофировые, флишевые, лагунные, наземно-вулканогенные. 2. Внешние и краевые прогибы — аспидные (флишоидные), карбонатные, угленосные, лагунно-соленосные, молассовые. 3. Платформы — нижняя терригенная, карбонатная, верхняя терригенная, красноцветная. Таким образом, можно утверждать, что терригенные формации появляются в начале геотектонического цикла, отсутствуют или слабо развиты в середине и особенно 36 интенсивно развиты в конце цикла. В середине геотектонического цикла господствуют карбонатные формации. В конце наряду с терригенными появляются лагунноголеносные. Вулканогенные формации чаще всего соответствуют первым моментам зарождения геосинклиналей. Конкретные данные по Русской платформе подтверждают наличие указанной выше закономерности: обломочные породы образуют два максимума в начале и конце каждого геотектонического цикла, карбонатные породы образуют один максимум в середине геотектонического цикла (рис. 78). Сказанное выше, а также закономерная связь мощностей и строения осадочных толщ с режимом колебательных движений свидетельствуют о теснейшей связи и взаимозависимости седиментации и тектогенеза. Периодичность крупного масштаба — чередование формаций в отличие от периодичности мелкого масштаба проявляется не всегда ясно, обычно менее правильна, имеет место повторение или выпадение из разрезов некоторых формаций. Как правило, ряды формаций не одновременны на поверхности всего земного шара. Это связано с тем, что геотектонические движения — фазы орогенеза — проявляются локально и неодновременно на всей Земле. В результате этого в геотектоническом развитии каждого геоструктурного элемента земной коры проявляются свои индивидуальные черты. Иную точку зрения на периодичность осадконакопления развивает Л. В. Пустовалов (1940), утверждающий, что последовательность образования типов осадков соответствует схеме осадочной дифференциации вещества и повторяется вновь после каждой мировой геологической революции. Таким образом, возникают крупные периоды осадконакопления, на фоне которых развиваются мелкие периоды, связанные с местным проявлением тектонических сил. После каждой геологической революции в массовом количестве появляются обломочные породы: после каледонского орогенеза в силуре и начале девона, после герцинского — в перми и начале триаса, после альпийского — в палеогене, неогене и четвертичном периодах (рис. 79). Эта точка зрения не может считаться достаточно обоснованной, так как ее автор не учитывает целого ряда фактов: отсутствия универсальных геотектонических фаз, индивидуальности геосинклиналей и платформ, фактического материала о распространении различных типов пород по четырем континентам из пяти. Лекция №7 Вторичные изменения осадочных пород Стадия катагенеза, факторы, движущие силы и основные процессы. Метагенезстадия глубокой переработки осадочных пород. Стадия гипергенеза. Изменение осадочных пород под действием поверхностных агентов Осадочные породы, образовавшиеся в результате диагенетических процессов, не представляют собой устойчивой системы. Под влиянием изменяющихся термобарических и геохимических факторов они преобразуются, приобретая новые признаки и свойства. Все изменения, совершающиеся в уже сформированной породе, называют вторичными или постдиагенетическими. Они осуществляются в нескольких стадиях. Направленность изменений в значительной мере регламентируется формой и интенсивностью тектонических движений. При погружении осадочных толщ стадия катагенеза (стадия бытия или жизни) сменяется стадией метагенеза (стадией глубокого преобразования), а последняя—метаморфизмом. Восходящие тектонические движения могут вывести горные породы на поверхность или в приповерхностную зону. В этих условиях осадочные породы 37 вступают в стадию гипергенеза и подвергаются новым изменениям и даже разрушению. Таким образом вторичные изменения осадочных пород осуществляются в трех стадиях: катагенез, мета¬генез и гипергенез, причем при завершении последних двух породы переходят в категорию метаморфических или разрушаются. Стадия катагенеза Катагенез — основная стадия в жизни осадочных пород. Она начинается после диагенеза и продолжается до наступления стадий метагенеза или гипергенеза. Продолжительность стадии катагенеза колеблется в широком диапазоне, что определяется особенностями геологического развития территории. Породы, существующие в стабильной обстановке, могут находиться на стадии катагенеза длительное время даже в геологическом понимании. Возраст протерозойских осадочных толщ (синийский комплекс) на севере Китая оценивается, например, в 1185— 740 млн. лет. Наряду с этим встречаются породы в 2—3 раза моложе, но уже прошедшие стадию катагенеза (палеозойские и мезозойские отложения Большого Кавказа). В локальных участках, там где в осадочные породы внедрился магматиче¬ский расплав или проявился стресс, продолжительность жизни осадочных пород может быть еще короче. Положение верхней и нижней границ зоны катагенеза и ее мощность непостоянны. Верхняя граница катагенеза совпадает с нижней границей диагенеза. Нижняя граница условно огра¬ничивается положением изотермы 200 °С. В связи с тем, что величина геотермического градиента в каждом регионе своя, глубинное положение нижней границы зоны катагенеза варьи¬рует в широких пределах и по данным геофизических исследо¬ваний достигает 20 км от поверхности (при геотермическом гра¬диенте 1°С/100 м). Глубинная граница развития осадочных пород в Прикаспийской впадине по материалам сейсмических исследований определена примерно в 20—22 км. В таких усло¬виях горное давление достигает 500 МПа, а пористость всех пород сближается и понижается до 1—2 %. Наибольшая глу¬бина, на которую вскрыты осадочные породы скважинами с целью поисков нефти и газа, превышает 9 км (скв. Берта Род¬жерс— 9586 м, в штате Оклахома, США). Самая глубокая в мире скважина бурится на Кольском полуострове, ее глубина превышает 12 км. Интенсивность и последствия катагенеза определяются с одной стороны признаками и свойствами самих пород, с другой — движущими силами (внешними факторами). Основные признаки и свойства пород, отражающиеся на катагенетических преобразованиях: минеральный состав, структура и физико-химические свойства (химическая устойчивость, твердость, пластич¬ность, пористость, проницаемость и др). К числу главнейших движущих сил относятся температура, давление (литостатиче-ское, стресс, гидростатическое), растворенные в воде минераль¬ные и газообразные вещества, щелочно-кислотные свойства подземных вод, окислительно-восстановительная обстановка, естественная радиоактивность, а также продолжительность их воздействия, которая часто отражает геологический возраст пород. В природных условиях значения каждого признака и свойства породы, интенсивность воздействия внешних сил варьируют в широком диапазоне. Все это предопределяет многообразие форм проявления, четкость выражения и скорость течения вторичных изменений. Последние по существу сводятся к следующим процессам: уплотнению; отжатию воды; растворению неустойчивых соединений; минеральному новообразованию; перекристаллизации. Уплотнение пород заключается в увеличении плотности горных пород за счет уменьшения объема порового пространства увеличения роли твердой фазы. Процесс сопровождается изменением структуры и физических свойств осадочных образований. Уплотнение осадочных горных пород происходит в результате сближения и перегруппировки их составных частей или вследствие заполнения пустот минеральными новообразованиями. В начальные этапы катагенеза уплотнение происходит в результате 38 перегруппировки частиц, более плотной их укладки под действием литостатического (горного) давления, возрастающего по мере увеличения глубины залегания осадочных толщ. Максимальное уплотнение пород за счет перегруппировки частиц и более плотной их укладки в каждом конкретном регионе, в зависимости от литологического состава, формы, прочности, отсортированности, характера поверхности частиц, происходит на разных глубинах. В мезозойских песчано-алевритовых породах Прикаспийской впадины, содержащих цемента менее 10 %, процесс завершается на глубине 1200—1300 м. Уплотнение подобного типа происходит и под действием стресса. После перегруппировки частиц дальнейшее уплотнение за счет давления может происходить в результате растворения частиц в точках соприкосновения друг с другом по принципу Рикке и приспособления их поверхностей друг к другу с образованием различных типов контактов. Перешедшие в раствор вещества могут здесь же перейти в твердую фазу, образуя каемки регенерации минеральных зерен. В процессе миграции подземные воды проходят области с различными термобарическими и геохимическими условиями. Изменение обстановок часто вызывает переход растворенных веществ в твердую фазу, заполняющую поры, каверны, трещины. Это приводит к дальнейшему уплотнению пород. Степень уплотнения породы оценивают посредством плотности, пористости, коэффициента метаморфичности (С) — по О. А. Черникову, коэффициента измененности — по С. С. Савкевичу, коэффициента сообщаемости пор — по П. А. Карпову. Есть и другие приемы оценки степени уплотнения пород, основанные на исследовании пород в шлифах под микроскопом. Все они, как и вышеотмеченные, имеют общие недостатки — применимость только для обломочных пород, не содержащих цемента, небольшая площадь исследования и большая трудоемкость. Для определения степени уплотнения пород предлагается также коэффициент уплотнения k σ (Б. К. Прошляков, 1974), представляющий собой отношение плотности породы (бп) к плотности твердой фазы или минералогической плотности (6т): k6 = 6П/<5Т. Коэффициент уплотнения представляет собой безразмерную величину, показывающую во сколько раз плотность породы меньше плотности слагающей ее твердой фазы. По мере уплот¬нения бп->бт, а &в-М. Коэффициент уплотнения связан с ве¬личиной полной пористости (kn): k6= 1—kn. Данный способ выражения уплотнения пород имеет то преимущество, что он может быть применен для любых осадочных пород (песчаник, известняк, каменная соль и т. д.). Отжатие воды из осадочных горных пород происходит практически в течение всей стадии катагенеза. Начальное содержание воды в породах довольно значительно. В песчаных и алевритовых породах она составляет до 50 % объема, а в глинистых еще больше. По форме связи с твердой фазой породы, воды подразделяются на свободную (гравитационную), капиллярную и связанную (физически или химически). Свободная вода способна перемещаться в породах под действием силы тяжести или пластового давления, а капиллярная, кроме того, под действием капиллярных сил. Связанная вода не перемещается в породах . В лабораторных условиях повышение давления до 300 МПа и более может вызвать отделение от породы физи¬чески связанной воды. При уплотнении пород на стадии катагенеза может выделиться огромное количество воды. Например, при снижении пористости водоносного песчаника от 35 до 5 % из каждого кубического километра породы отжимается до 300 млн. т воды. Постепенно освобождающаяся вода в условиях высоких температур и давлений играет важную роль в перераспределении вещества осадочных пород. Растворение составных частей породы. Составные части горных пород обладают устойчивостью в определенных термобарических и геохимических условиях. Изменение 39 последних сопровождается нарушением равновесия между твердой (минеральной, органической), жидкой и газообразной фазами. Это приводит к тому, что некоторые минералы и органические соединения растворяются в подземных водах, нефти, конденсате. Следствие этого — образование в породах каверн, расширение трещин, повышение минерализации подземных вод до 25—30 г/100 г раствора, а также присутствие в нефти и конденсате широкого ассортимента химических элементов и металлоорганических соединений. Растворимость минералов определяется целым рядом факторов: температурой, давлением, фильтрационными способностями пород, а также свойствами самих растворителей (воды, нефти, конденсата)—их минерализацией, солевым составом, Eh, pH, составом и количеством растворенных газов и др. Галоиды, сульфаты, карбонаты наиболее легко растворимы в природных условиях и составляют основу солевой части подземных вод, а также занимают значительную долю среди веществ, содержащихся в жидких углеводородах. Кроме того во флюидах присутствуют кремний, стронций, алюминий, железо, марганец, микроэлементы (V, Ni, Co, Мо, Си и многие другие). Изучение пород под микроскопом показало, что многие минералы несут следы растворения. Поверхность кварца, полевых шпатов, кислых плагиоклазов нередко корродированы на границе с кальцитом. В породах, находящихся (или находившихся прежде) на больших глубинах, имеются структуры растворения под давлением — конформные, инкорпорационные, микростилолитовые. Значительную роль в процессе катагенеза играют органические соединения — битумоиды, карбоновые и гуминовые кислоты, присутствующие в подземных водах и способствующие растворению ряда минеральных образований. Роль нефти, в зависимости от ее соотношения с окружающей средой, бывает различной. На контакте с водой нефть может окислиться и частично разложиться с образованием углекислоты, вследствие этого вода становится более агрессивной по отношению к карбонатам, кварцу и другим минералам. Углеводороды могут вызвать восстановление сульфатных ионов, благодаря чему пластовые воды оказываются недонасыщенными сульфатами. Это обстоятельство вызывает растворение новых порций гипса или ангидрита. Такие процессы характерны для стадий миграции и формирования залежей углеводородов, когда флюиды представляют собой смесь воды, нефти и газа. После разделения флюидов нефть выступает уже в качестве консерванта. Насыщая породы, она изолирует их от воды, тем самым препятствуя растворению минералов. Следует иметь в виду, что при разработке нефтяных месторождений происходит замещение нефти водой — пластовой или пресной, закачиваемой в пласт с целью поддержания пластового давления. Вследствие этого нарушается физико-химическое равновесие, что влечет за собой растворение минералов, их новообразование или преобразование. Минеральные новообразования широко распространены в осадочных породах. Вторичные образования чаще всего представлены породообразующими минералами — кварцем, кальцитом, полевыми шпатами, кислыми плагиоклазами, халцедоном, гидрослюдой, хлоритом и др. Они образуются за счет веществ, растворенных в подземных водах, и газообразных соединений, содержащихся в пустотном пространстве пород. Причина образования новых минералов — нарушение физико-химического равновесия в системе из-за поступления мигрирующих флюидов в иные термобарическую и геохимическую обстановки. Кроме того, новые соединения возникают при взамодействии минеральных и органических соединений с подземными водами. Аутигенный (новообразованный) кальцит выделяется из пластовых вод при повышенных температурах (выше 60—70 °С), заполняя при этом зияющие трещины (рис. 11), поры и каверны. Взаимодействие кальцита с водами, несущими магний, может вызвать образование доломита. Кремнезем образуется в зонах повышенных температур и давлений в нейтральной или слабо кислой среде. В песчаных и алевритовых породах он обычно выделяется в виде каемок регенерации, в доломитах — в виде более или менее 40 идиоморфных кристаллов кварца или неправильных выделений халцедона. Для стадии катагенеза характерны вторичные образования удлиненно-пластинчатых гидрослюд, пачек каолинита и табличек хлорита. Их возникновение связано с зонами повышенных температур. Взаимодействие обугленных органических остатков, битумов с пластовыми водами приводит к образованию сульфидов железа и других металлов. Воздействие богатых кислородом вод на сульфиды железа приводит к образованию гидроокислов железа и т. д. Перекристаллизация вещества — типичный процесс стадии катагенеза. Она заключается в преобразовании кристаллических зерен без изменения их состава и структуры кристаллической решетки, в укрупнении кристаллов за счет слияния нескольких зерен, изменении формы кристаллов, приспособлении их к поверхностям соседних минералов, освобождении от примесей. Перекристаллизация минералов сопровождается уменьшением объема породы, ее уплотнением, увеличением устойчивости данной системы в новых термобарических условиях. Наиболее характерна перекристаллизация для хемогенных и органогенных образований — кальцита, доломита, гипса и др. Аморфные вещества осадочных образований на стадии диагенеза и катагенеза могут подвергнуться девитрификации (раскристаллизации), что характерно для опаловых и фосфатных образований, обломков эффузивных пород. Направленность катагенетических процессов нередко меняется на противоположную при изменении термобарических и геохимических условий, происходящих при погружении осадочных толщ. Кварц также претерпевает существенные изменения при погружении осадочных толщ. При этом следует отметить, что наиболее интенсивные изменения зерен кварца происходят в проницаемых терригенных, песчано-глинистых породах, содержащих менее 40 % цемента. Глинистые минералы также могут изменяться на стадии катагенеза. Наименее устойчивыми при повышении температуры и давления с увеличением глубины оказываются монтмориллонит, далее каолинит, а самыми устойчивыми — минералы группы гидрослюд и хлорита. Преобразование осадочных пород происходит при различных термобарических и геохимических условиях и осуществляется в отрезки времени различной продолжительности. Это предопределяет различия в степени изменения пород и вызывает необходимость выделения в составе стадии более мелких категорий - подстадий. В настоящее время в отечественной научной литературе катагенез подразделяют на две или три подстадий. При двучленном делении различают начальный и конечный (глубинный) катагенез. Граница между подстадиями проводится по предложениям разных ученых в диапазоне температур 90—120 °С, при горном давлении около 100 МПа и понижении полной пористости 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{начальный), мезокзтагенез (средний) и апокатагенез (конечный), причем последний примерно соответствует стадии метагенеза. Основанием для деления на подстадий служит характеристика органического вещества. Границей между протокатагенезом и мезокатагенезом является зоны, где в углях исчезают гуминовые кислоты, а содержание углерода, достигает 75_% при этом учитывается и отражательная способность витринита. Глубинное положение этой границы 1—3 км. Нижняя граница зоны мезокатагенеза 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 КМпО. Нижняя граница зоны апокатагенеза соответствует переходу органического вещества в графит. Её ориентировочное глубинное положение, по данным авторов трехчленного деления катагенеза, варьирует от 2,5 до 15 км. Использование степени преобразованности органического вещества и отражательной 41 способности витринита для выделения подстадий катагенеза 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 современных. Глубинное положение осадочных толщ в настоящее время может сильно отличаться от максимальных погружений в геологическом прошлом. В связи с этим пограничная зона между подстадиями может оказаться сильно приближенной к поверхности или даже отсутствовать вследствие денудации вместе с вышележащей толщей пород, находившейся на более поздней подстадии катагенеза. Особенно большие отклонения в положении 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 подстадии катагенеза. Подстадия начального катагенеза характеризуется относительно слабой уплотненностью пород (/е6<;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 характеризуются пластичностью, размокают в воде, полиминеральны, в них часто присутствует монтмориллонит. Песчаные и алевритовые породы слабо сцементированы, высокопористы (kn=l5— 40%)- В цементе могут присутствовать глинистые минералы всех групп. Известняки отличаются от других пород более высокой степенью уплотнения и вообще границы между подста¬диями литологически у известняков выражены неотчетливо. На этой подстадии биоморфные органогенно-детритовые известняки отличаются повышенной пористостью. Хемогенные извест¬няки имеют микрозернистую или тонкозернистую структуру, но достаточно сильно уплотнены (k6 до 0,93—0,95). Мел характерен именно для этой подстадии. Среди каустобиолитов распространены бурые угли, каменные угли низкой степени метаморфизации. Породы, находящиеся в подстадии глубинного катагенеза, характеризуются сильным уплотнением (>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 образований уменьшается, появляются новообразованные гидрослюды и хлориты. Пески, слабоуплотненные песчаники, алевролиты приобретают высокую прочность; мел в подстадию глубинного катагенеза замещается известняками, структура известняков изменяется в направлении укрупнения зернистости, степень уплотнения различных разностей известняков сближается. Стадия метагенеза Завершающий этап в жизни осадочных пород при их погружении и переходный между стадиями катагенеза (при двучленном делении) и метаморфизма — метагенез. Согласно определению 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 процессов метагенеза накладывают свой отпечаток газы, окислительно-восстановительные и щелочно-кислотные свойства флюидов. 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 градиент варьирует в широких пределах, глубина залегания пород и давления, которые породы испытывают, колеблются в широких пределах. При геотермическом градиенте 3 °С/100 м глубина залегания осадочных толщ должна составлять 7—10 км, а давление 180—270 МПа. При меньшем геотермическом 42 градиенте эти цифры должны существенно возрасти, что, по данным геофизических исследований, имеет место в Прикаспийской, Южно-Каспийской впадинах (Азербайджан) и других регионах. Исходя из теоретических предпосылок и экспериментальных данных природная свободная вода в зоне метагенеза должна иметь кислую реакцию, содержать много растворенных газов и солей. Общая характерная особенность пород — высокая степень уплотнения (~1,0), минимальная пористость, преобразование органического вещества до состояния графита. Перемещение флюидов становится возможным только по трещинам или путем диффузии. Метагенез осадочных пород заключается в изменении структуры пород и ассоциации минералов. В стадии метагенеза в глинистых породах исчезают минералы группы монтмориллонита, смешаннослойные образования. Преобладающее развитие приобретают 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 приобретают призматическую, линзовидную или таблитчатую формы с ориентировкой больших граней перпендикулярно к направлению давления. Вследствие этого в соответствующих сечениях шлифов наблюдаются листоватая, таблитчатая или волокнистая ориентированная структуры, нередко с зубчатыми, шиловидными окончаниями минеральных зерен. В карбонатных породах продолжаются перекристаллизация и укрупнение зерен, а от фаунистических остатков сохраняются неопределимые реликты. Для стадии метагенеза характерны глинистые сланцы, кварцитовидные песчаники, мраморизованные известняки и доломиты, антрациты и другие сильно измененные осадочные породы. Стадия гипергенеза Под гипергенезом понимают химические и физические преобразования горных пород и минералов, происходящие на поверхности 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, структурных 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 осадочных пород на этой стадии процессы окисления, восстановления, гидратации, гидролиза, растворения и катионного обмена. В зависимости от сочетания действующих факторов гипергенез может 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 решетку или адсорбции поверхностью частиц. Гидратация часто происходит одновременно с процессами окисления, карбонатизации и др. При гидратации окисных соединений железа, например гематита, образуется лимонит: Fe2O3+ nH2O->-Fe2O3 -пНоО. При гидратации ангидрита образуется гипс: CaSO4 + 2H2O-> ->CaSO4-2H2O. В процессе гидратации существенно увеличивается объем соединений — монтмориллонитовых глин, вермикулита и других соединений. При переходе ангидрита в гипс объем увеличивается 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~, Н+). Реакции гидролиза характерны 43 для силикатов, алюмосиликатов и ряда других мине¬ралов. Гидролиз ортоклаза или микроклина осуществляется по следующей схеме: 4KAlSi3O8 + 6Н2О =>- 4КОН + 8SiO2 + + Al4[Si4O10](OH)8, с образованием гидрата окиси калия, кремнезема и каолинита. Нередко при гидролизе происходит и окисление: 4FeCC>3 + + O2->Fe(OH)3 + 4CO2. В результате двухвалентное железо сидерита переходит в трехвалентное. При гидролизе ионы ОН~ образуют с щелочными и щелочноземельными металлами легко подвижные соединения, которые выносятся из пород. Глинистые, алюминистые, железистые окисные минералы, образовавшиеся при гидролизе, труднорастворимы (каолинит, гидрослюда, 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 гипергенеза широко развито. Оно заключается в потере электронов атомами или ионами окисляющегося вещества. При этом элементы с переменной валентностью переходят в состояние с более высокой валентностью: Fe2+->-Fe3+++. Процессы окисления глубоко затрагивают органические вещества — нефть, битумоиды, рессеянное органическое вещество, каменные угли. Конечный результат реакции — углекислота и, нередко,— вода, при этом выделяется значительное количество тепла: С + Сульфиды железа окисляются по следующей схеме: 2FeS2 + 2Н2О - 7О2 -> 2FeSO4 - 2H,SO4; 12FeSO4 -f 3O2 + 6H2O -* 4Fe2 (OH)8 + 4Fe2 (SO4)S. Процессы окисления сопровождаются изменением окраски пород. При окислении органических веществ породы осветляются, железистые соединения приобретают бурую или желтую окраску различных оттенков. Восстановление — процесс, по своей природе противоположный окислению. Он проявляется понижением валентности катионов и, обычно, потерей кислорода восстанавливаемыми веществами. Восстановительная среда возникает в результате разложения органического вещества, жизнедеятельности организмов при застойном режиме грунтовых вод или же при окислении просачивающейся к поверхности нефти. Энергичные восстановители — углерод, водород, сероводород. Реакции восстановления протекают следующим образом: 2Fe2O3 • п Н2О + С -> 4FeO + СО2 + п Н2О; FeO + CO2-^FeCO3. Реакция восстановления сульфатов нефтями и битумами с образованием свободной серы протекает по следующей схеме: CaSO4 + 2С -> CaS + 2СО2; 2CaS + 2Н2О -* Са (ОН)2 + Са (SH)2; Са (ОН)2 + Са (SH)2 + 2CO2-v2CaCO3 + 2H2S; H2S + 0->S + H2O. Восстановительные реакции в зоне гипергенеза нередко сопровождаются образованием различных сульфидов. Катионный обмен заключается в изменении состава минералов без изменения их структуры. Это происходит за счет замещения одних катионов, непрочно удерживающихся в кристаллической решетке, другими. Основные обменные катионы Са2+, Mg2+, Na+, K+, H+. В результате катионного обмена одни ионы накапливаются в твердой фазе, другие переходят раствор. Растворение в зоне гипергенеза — процесс весьма распространенный. Главный растворитель — вода. Растворимость ней природных соединений колеблется в широких пределах — единиц миллиграммов до десятков граммов в 100 г воды, определяется для каждого конкретного минерала термобарическими условиями и качеством растворителя (рН, Eh, минерализация, солевой состав и т. д.). Для большинства природных соединений растворимость в воде повышается с возрастанием температуры и давления. Однако есть и исключения. Например, у каменной соли растворимость остается почти постоянной (36—40 г/100 г) при изменении температуры, а у кальцита — понижается. 44 Лекция №8. Текстуры осадочных пород: поверхности слоев, внутрислоевые. Структура обломочных пород с учетом размера и формы обломков, степени их отсортированности. Структуры биогенных пород. Цвет осадочных пород. Его происхождение и палеогеографическое значение. Текстура - это черты строения осадочных горных пород, определяемые способом выполнения пространства, расположением составных частей и ориентировкой их относительно друг друга. Составные части могут отличаться друг от друга цветом, структурой и минералогическим составом. Текстура породы формируется с этапа накопления осадка. Текстуры, возникшие в процессе осадконакопления, отражают состояние среды в момент осадконакопления и результаты взаимодействия ее с осадком. В постседиментационные стадии текстуры могут изменяться. Вторичные текстуры возникают в уже сформировавшемся осадке при процессах катагенеза, гипергенеза и метагенеза. Текстуры предопределяют многие физические свойства пород, в том числе неодинаковые по разным направлениям прочность, сжимаемость, фильтрационную способность и т.д. Изучают текстуры в основном макроскопически и иногда под микроскопом. При выполнении работы студенты должны научиться определять текстуры пород по следующим характерным признакам. Прежде всего, следует разделить изучаемые текстуры на: текстуры поверхности слоя и внутрислоевые. Текстуры поверхности слоя возникают на поверхности осадка при кратковременном изменении состояния среды осадконакопления, при выпадении осадков и жизнедеятельности организмов. Последующие изменения состояния среды могут привести к полному уничтожению вышеуказанных текстурных признаков. Поэтому для сохранения этих текстур необходимо быстрое захоронение их под новыми осадками. К текстурам поверхности слоя относят знаки ряби, трещины усыхания, отпечатки капель дождя, града, пузырьков газа, следы жизнедеятельности животных. Знаки ряби - это система параллельных валиков на поверхности осадка, перпендикулярных направлению водного или воздушного потоков. Они образуются на поверхности песчаных, алевритовых, глинисто-известковистых и доломитовых осадков. По особенностям формы различают симметричные и асимметричные знаки ряби. Первая возникает в результате волнений, а вторая - под влиянием ветра и течений, т.е. в воздушной и водной среде. Эоловая рябь отличается значительным преобладанием длины поперечного сечения валика над его высотой, а у ряби течений эти величины отличаются не столь резко. Рябь волнений представляет собой чередование пологих желобков и острых гребней. Она возникает под влиянием колебаний водной массы преимущественно на небольших глубинах (до 150-200 м ). Трещины усыхания образуются в глинистом или известковом осадке, накопившемся в водной среде при последующем высыхании на воздухе. Заполнены полости трещин инородным материалом. В плане трещины образуют многоугольники. Глубина их проникновения от долей сантиметра до метра и более. Ширина трещин на поверхности осадка может составлять 3-5 см. Отпечатки капель дождя и града представляют собой округлые углубления с бортиками по переферии. Диаметр отпечатков до 12-15мм (для града иногда и больше), глубина до нескольких мм. Образуются преимущественно на поверхности глинистых осадков. Следы выделения газов напоминают отпечатки капель дождя и града. Диаметр их достигает нескольких сантиметров. Вниз от этих следов идут каналы, похожие на ходы червей. Следы выделения газов сохраняются на поверхности песчано-глинистых и глинисто-алевритовых отложений. 45 Следы жизнедеятельности животных сохраняются на влажных, преимущественно известковых или глинистых осадках в виде отпечатков лап, ног, следов ползания червей, следов птиц волочения хвостов и т. д. Они часто сохраняются и после преобразования осадка. Знаки, связанные с деформацией поверхности осадка возникают в результате деятельности водных потоков, морских течений, волновых движений, растворения кристаллов, жизнедеятельности животных и т.д. При этом на поверхности осадка появляются углубления, борозды и другие образования. После перекрытия их тонкозернистыми осадками (песчаными, алевритовыми, глинистыми, известковистыми) на нижней поверхности нового пласта образуются слепки (барельефные знаки), сохраняющиеся и после литификации осадка. Барельефные знаки на нижней (реже верхней) поверхности пласта называют гиероглифы (реже "иероглифы"). Они позволяют получить дополнительные сведения об обстановке осадконакопления. Внутрислоевые текстуры весьма многообразны. Наиболее распространены слоистые и массивные, реже встречаются текстуры, связанные с жизнедеятельностью организмов, с оползневыми и другими явлениями. Массивная текстура характеризуется беспорядочным расположением в породе ее составных частей. Благодаря этому порода имеет одинаковые физические свойства в различных направлениях. Слоистые текстуры обусловлены чередованием слоев нескольких разностей осадочных пород. Слоистость может быть вызвана резким изменением размера обломочных частиц (структуры пород), вещественного состава или цвета пород, одинаковой ориентировкой осадочного материала, наличием в неслоистой толще осадочных образований, отличающихся от вмещающих пород (конкреций, скоплений органического вещества, раковин и т.п.) и др. На основании особенностей расположения осадочного материала в породах выделяют горизонтальную и косую слоистость. Горизонтальная слоистость - это типичная текстура осадочных пород. Она проявляется в том, что элементарные слои ориентированы параллельно друг другу и плоскостям наслоения. Такая слоистость образуется при смене обстановок осадконакопления в условиях медленного равномерного движения или в состоянии относительного покоя среды. На основании различий в толщине слоев выделяют следующие текстуры: массивнослоистые (толщина каждого из слоев более 50 см ), толстослоистые (более 5 см), среднеслоистые (2 - 5 см), тонкослоистые (0,1--2 см) и микрослоистые (менее 0,1 см). Горизонтальная слоистость встречается в породах самого различного состава. Косая слоистость встречается преимущественно в песчаниках, алевролитах и карбонатных породах. Для нее характерно расположение элементарных слойков под углом к плоскостям наслоения, при этом ориентировка слойков может меняться на небольшом отрезке пути. Возникает косая слоистость в водной и воздушной средах. Она очень многообразна, так как регламентируется многими факторами: величиной и стабильностью скорости движения среды, плотностью среды, уклоном поверхности, глубиной водоема, количеством осаждающегося материала. Различают косую слоистость прибрежно-морскую, дельтовую, речных русел, временных потоков, золовую и др.. Кроме этого довольно распространены различные типы волнистокосой, пологоволнистой и перекрестноволнистой слоистости. Текстуры подводного оползания могут сформироваться в различных незатвердевших осадках, но наиболее характерны они для тонкого переслаивания песчаных, алевритовых, глинистых или известковистых отложений. Оползание осадков может начаться при незначительном уклоне дна 1 - 30. В результате могут 46 образоваться небольшие складочки размером от единицы до десятков сантиметров, но могут возникнуть и крупные складки размером в десятки и сотни метров. Текстуры биогенные возникают в результате жизнедеятельности организмов и широко развиты в современных и ископаемых отложениях. Обычно такие текстуры появляются в глинистых, известковых, алевритовых и песчаных осадках при деятельном участии червей, илоедов, ракообразных, иглокожих, моллюсков, некоторых водорослей и др.. Биогенные текстуры чаще всего представлены норами и следами ползания, возникшими в незатвердевшем осадке и заполненными материалом иного состава. Эти биогенные образования имеют различную ориентировку и размеры. Некоторые породы, например мел, образовались из осадков, почти полностью переработанных илоедами. Среди внутрислоевых текстур есть постдиагенетические, образовавшиеся в уже сформировавшихся породах. Наиболее распространены из них стилолитовые и фунтиковые. Стилолитовая текстура в сечении, перпендикулярном к наслоению, представляется пилообразными швами, рассекающими породу и ориентированными преимущественно параллельно наслоению, хотя встречаются вертикальные и диагональные. Высота зубьев колеблется от долей до 2-3 см и даже более. В плоскости разъема шва стилолитовые текстуры представляют мелкобугорчатые поверхности. Сами швы часто заполнены труднорастворимым тонкодисперсным материалом, глиной, органическим обугленным веществом, сульфидами или оксидами железа. Стилолитовые текстуры характерны для карбонатных пород, но иногда встречаются и в обломочных. При малой высоте зубьев (до 5 мм) такие структуры называются сутурными. Возникают стилолитовые текстуры вследствие избирательного растворения пород под давлением, а нерастворимые компоненты концентрируются в полости шва. Фунтиковая текстура в некотором роде напоминает стилолитовую. Это редкая форма сочленения подстилающих и перекрывающих слойков. На одной из контактирующих поверхностей имеются выступы конической формы, а на второй в соответсвующих местах - углубления такой же формы ("фунтики"). Высота конусов составляет от долей до нескольких сантиметров. Такие текстуры охватывают слои толщиной до полуметра. Они характерны для мергелей, глинистых известняков и глин. Возникают при перекристаллизации и уменьшении объема породы. Структура Структура осадочной породы — это особенности ее строения, которые определяются размером, формой, степенью однородности составных частей, а также количеством, размером и степенью сохранности органических остатков. Элементы структуры породы формируются на протяжении всех этапов образования и жизни породы. Наиболее чувствительны к изменению структуры хемогенная и биогенная составляющие пород, впрочем, с увеличением глубины залегания структура изменяется и за счет обломочной части. Структура отражается на свойствах породы, в частности она в значительной мере влияет на ее способность аккумулировать флюиды (нефть, газ, воду) и отдавать их при разработке месторождений. Структуры осадочных пород (исключая грубообломочные и крупнозернистые хемогенные) выявляются преимущественно под микроскопом. В каждом классе пород в зависимости от состава, условий образования и вторичных преобразований, они имеют свои характерные черты. Структуры обломочных пород определяются главным образом размером и отчасти формой слагающих их частиц. 47 CTТРУKTУРА Галечная (окатанные обломки)......... Щебеночная (остроугольные обломки) Гравийная (окатанные обломки)........ Дресвяная (остроугольные обломки)...... Псаммитовая крупнозернистая...... . . Псаммитовая среднезернистая ......... Псаммитовая мелкозернистая ...... Алевропсаммитовая .............. Псаммоалевритовая .............. Алевритовая крупнозернистая.......... Алевритовая среднезернистая......... Алевритовая мелкозернистая ......... Алевропелитовая ............... Пелитовая крупная.............. Пелитовая тонкая............... Таблица Критерий выделения структур Размер зерен Форма зерен и их агрегатов Классификация структур хемогенных пород Структура Крупнозернистая Среднезернистая Мелкозернистая Тонкозернистая Микрозернистая (пелитоморфная) Разнозернистая (гетеробластовая) Порфиробластовая Волокнистая ориентированная Волокнистая беспорядочная Листоватая Оолитовая Сферолитовая Пизолитовая Бобовая Степень кристаллизации Размер преобладающих обломков, мм 10—100 10—100 1 —10 1 —10 0,5—1 0,25—0.5 0,1—0 25 0 1 -1,0 с заметной примесью <0,1 0.01—0,1 с заметной примесью >0.1 0,05—0.1 0.025—0,05 0,01—0,025 <0,01 с примесью >0.01 0.005—0.001 <0.001 Аморфная Краткая характеристика Преобладают зерна величиной, мм: >0,5 0,5-0,1 0,1-0,05 0,05—0,01 <0,01 В массовом количестве имеются зерна различных размеров На фоне однородной мелкозернистой массы выделяются более крупные зерна Зерна удлиненной формы, однонаправленно ориентированные Зерна удлиненной формы, беспорядочно расположенные Зерна листоватые, беспорядочно расположенные В массовом количестве присутствуют оолиты, диаметр зерен обычно 0,1- 1,0мм Внешне неотличима от оолитовой, но в разрезе сферолита (под микроскопом) видно радиальное сечение В массовом количестве присутствуют пизолиты — округлые образования концентрического строения, диаметр зерен >1 мм Внешне подобна пизолитовой, но бобовины имеют однородное неконцентрическое строение Образована аморфной бесцветной или слабо окрашенной массой, угасающей в шлифах и под микроскопом при скрещенных поляроидах 48 Для хемогенных пород характерно кристаллически-зернистое строение. Единой классификации их структур не существует. Одна из наиболее распространенных схем, применяемая в нефтегазовой геологии разработана также с учетом размера и формы кристаллов и их агрегатов. Для дифференциации структур по величине агрегатов могут быть введены дополнительные градации. Оолитовые и сферолитовые структуры подразделяются на мелкооолитовые (сферолитовые) при размере оолитов мельче 0,5мм и крупнооолитовые (сферолитовые) при размере 0,5—1мм. Подобным же образом разделяют бобовые и пизолитовые структуры (см. табл.выше); границей между мелко- и крупнобобовой (мелко- и крупнопизолитовой) принята величина 5 мм. Структуры пород, в составе которых большое участие принимают остатки организмов (свыше 20— 30% объема породы), определяются степенью сохранности этих остатков и их количеством. Выделяются следующие структуры: биоморфная — в случае хорошей сохранности скелетных остатков организмов; детритовая — порода почти полностью состоит из скелетных обломков размером крупнее 0,1мм (обычно более 1мм); биогенно-шламовая — скелетные остатки находятся в раздробленном состоянии (обломки мельче 0,1 мм). Чрезвычайно многообразны структуры глинистых пород. Рассмотрим некоторые из них (по М. Ф. Викуловой): - пелитовая структура характеризует породу, состоящую почти нацело (>95%) из частиц размером <0,01 мм; - алевропелитовая структура свойственна глинам, содержащим примесь обломочного, преимущественно алевритового материала в количестве от 5 до 50 %. - псаммопелитовая структура характеризует глины, содержащие примесь песка в количестве от5 до 10 %; - порфиробластовая структура выделяется по наличию хорошо развитых кристаллов и минеральных агрегатов в однородной тонкодисперсной глинистой массе; - ооидная структура представляет собой тонкодисперсную глинистую массу, в которой рассеяны округлые образования (ооиды) разной величины, сложенные таким же, как и основная масса, или отличным от нее материалом, часто пигментированные органическим веществом; - реликтовая структура представляет собой однородную глинистую массу, на фоне которой выделяются остатки неразложившейся первоначальной минеральной массы или отдельных минералов. Структура характерна для аллювиальных глин и продуктов гальмиролиза вулканического пепла; - фитопелитовая структура характеризуется наличием растительных остатков (обугленных тканей, спор и др.) в основной глинистой массе породы. При визуальном изучении пород глинистые частички обычно неразличимы. Представление об их облике можно получить с помощью электронных микроскопов, особенно растровых (сканирующих) при увеличении в 500—10 000 раз. Один из ярких диагностических и генетических признаков пород — окраска. В естественных условиях цвет пород весьма разнообразен, но обычно тусклых тонов. Эта особенность объясняется смешением различных цветов и в частности примесью серого компонента. Определение цвета пород производится визуально или с помощью фотометра. Визуальное определение окраски пород осуществляется на основании общепринятых представлений или посредством сравнения с эталоном. Фотометрически определение цвета можно производить по методике В. И. Данчева. Принципиально она заключается в том, что после снятия отсчетов с фотометра пересчитывают цифровые данные с определением участия (доли) каждого цвета в формировании окраски, в %. В сумме все цвета составляют 100%. Диагностическое значение окраски обусловлено ее связью с каким-либо компонентом — хромофором, что и облегчает определение породы. В ряде случаев 49 окраска пород определяется окрашенными обломочными минералами или обломками пород. Так, светлую серовато-розовую окраску имеют аркозовые песчаники за счет минерала микроклина, белую с сероватым оттенком — кварцевые и т. д. Генетическое значение цвета осадочных пород заключается в том, что по окраске в ряде случаев можно установить окислительно-восстановительную обстановку. В общем виде первичные бурые, коричневые, красные, оранжевые, желтые цвета и всевозможные их сочетания — признак окислительной среды. Эти окраски определяются нахождением самого распространенного элемента-хромофора — железа в трехвалентной форме и количеством воды в соединениях железа. Следует, однако, иметь в виду возможность возникновения подобных цветов и в стадии катагенеза. В этих случаях окраска часто бывает неравномерной: пятнистой, зональной, полосчатой. Черные и серые цвета различной интенсивности с синим, голубым и зеленым оттенками характерны для пород, сформировавшихся в восстановительной обстановке. Главные хромофоры при этом — тонкодисперсные, равномернорассеянные остатки обугленного органического вещества и сульфиды металлов, в основном железа (пирит, марказит). Есть здесь и отклонения. Окислы марганца, например, также имеют черный или темно-серый цвет, но образуются они в окислительной обстановке. Граувакковые песчаники, формируясь в окислительной обстановке, часто имеют серый или зеленовато-серый цвет исключительно за счет обломочной части. Приведенные примеры напоминают о том, что при определении окислительно-восстановительной обстановки осадкообразования необходимо учитывать и окраску, и минеральный состав пород. Лекция №9. Основные типы осадочных горных пород. Обломочные породы К обломочным породам относят те, в которых обломочная часть (продукты механического разрушения) составляет более 50%. Главным классификационным признаком обломочных пород является их структура и, в первую очередь, размер и форма обломков. Скопления рыхлых обломков и их сцементированные аналоги обычно именуются различно. Так, скопления грубых обломков, в зависимости от их формы и размеров, именуют валунником, галечником, гравийником, щебенкой, дресвянником, а сцементированные породы - соответственно конгломератами (из окатанных обломков ) и брекчиями (из неокатанных обломков). Студентам следует, в первую очередь, научиться распознавать обломочный облик горной породы, размер обломков и степень их окатанности. По степени окатанности обломки принято разделять на 4 подкласса: а) угловатые, б) полуугловатые, в) полуокатанные, г) окатанные (в последнем случае обратить внимание на отсутствие вогнутых поверхностей). Степень окатанности является показателем расстояния, на которое переносились обломки, либо длительности их обработки в прибрежно-морских условиях. Следует обратить внимание на то обстоятельство, что в породе могут одновременно быть включенными обломки разного размера, состава и окатанности. Различная степень окатанности свидетельствует либо о разных источниках обломочного материала (при одинаковом составе обломков), либо о разной устойчивости обломков к процессам окатывания (при различном минеральном составе обломков). В общем случае сильнее окатываются крупные обломки. Связано это с тем, что они транспортируются в основном перекатыванием и волочением и, обладая достаточно 50 большой массой, при соударениях быстро избавляются от выступающих вершин (углов) и ребер. Частицы меньшего размера окатываются меньше, а частицы размером менее 0,1 мм переносятся во взвешенном состоянии и вследствие этого сохраняют угловатые очертания даже при очень длительной транспортировке. Группа пород Грубообломочные Размер обломко Название в, мм обломков >1000 Глыба 100-1000 Валун: крупный средний мелкий Галька (щебень): 50-100 крупная 25-50 средняя 10-25 мелкая 1- 10 Гравий (дресва): 5-10 крупный 2,5-5 средний 1-2,5 мелкий 0,1 - 1 Песок: 0,5-1 крупный 0,25-0,5 средний 0,1-0,25 мелкий 0,01-0,1 Алеврит: 0,05-0,1 крупный 0,025-0,05 средний 0,01-0,025 мелкий <0,01 Пелит 500-1000 250-500 100-250 10-100 Песчаные Алевритовые Пелитовые Рыхлые породы Окатанные обломки Скопление глыбовых валунов Валунник: крупный средний мелкий Галечник: Сцементированные породы Угловатые Окатанные обломки Угловатые обломки обломки Скопление глыб Глыбовый Глыбовая брекчия конгломерат Неокатанный Валунный Валунная брекчия: валунник конгломерат крупновалунный крупновалунная крупный средний средневалунный средневалунная мелкий мелковалунный мелковалунная Щебенка: Конгломерат: Брекчия: крупный средний мелкий Гравийник: крупная средняя мелкая Дресвяник: крупный средний мелкий крупный средний мелкий Песок: крупнозернистый среднезернистый мелкозернистый Алеврит: крупнозернистый среднезернистый мелкозернистый Глина крупногалечный среднегалечный мелкогалечный Гравелит: крупнощебеночная среднещебеночная мелкощебеночная Дресвит: крупнообломочиый крупнообломочный среднеобломочный среднеобломочный мелкообломочный мелкообломочный Песчаник: крупнозернистый среднезернистый мелкозернистый Алевролит: крупнозернистый среднезернистый мелкозернистый Аргиллит Отсортированность обломочного материала. В процессе переноса обломки разделяются (сортируются) по размеру и удельному весу. Отсортированность называется хорошей, если порода состоит из зерен примерно равного размера. Если зерна заметно различаются по величине, но не более, чем в 5-6 раз, отсортированность принято считать средней. Слабо отсортированный обломочный материал характеризуется еще большим различием крайних размерных значений частиц (до 10 и более раз). Обращаем внимание на то, то у средне - и мелкообломочных пород степень отсортированности визуально определить практически невозможно, за редким исключением. В то же время этот показатель часто связан с важнейшими для нефтяников характеристиками пород, такими; как пористость и проницаемость, и там, где требуется получение более точных данных, породу исследуют под микроскопом, а если она поддается расцементированию, применяют особые методы механического (гранулометрического) лабораторного анализа. Применение этих методов (студенты с ними знакомятся позднее) позволяет делить породу на части (фракции), состоящие из зерен определенных размеров, и точно определять весовую долю каждой фракции. 51 Полученные таким образом данные обобщаются с применением особых графических и статистических методов и используются как для характеристики породы, так и для решения вопросов межскважинной корреляции (сопоставления). Минеральный состав обломочных пород Обломочная часть. Основной составной частью грубообломочных пород являются обломки пород различного состава и генезиса (магматических, метаморфических, ранее существовавших осадочных). В песчаных, а тем более алевритовых породах обломочные частицы представлены преимущественно обломками минералов. По значению этих минералов в составе пород их принято разделять на породообразующие и акцессорные (примесные). Содержание акцессорных минералов составляет незначительную долю (не более 2-3 %) обломочной части. Однако они играют важную роль при сопоставлении разрезов скважин и определении областей, поставлявших обломочный материал. В качестве акцессорных часто присутствуют зерна циркона, апатита, гранатов, магнетита, дистена и др. Среди породообразующих минералов обломочной части чаще всего встречаются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы, мусковит, биотит. При макроскопическом изучении породы обычно, за исключением крупнозернистых песков, выяснить минеральный состав нельзя. Проще устанавливается ее моно - или полиминеральный состав. В этом плане обломочные породы принято разделять на мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые. К мономинеральным относят породы, состоящие не менее, чем на 95 % из какого либо одного минерала. Из мономинеральных обломочных пород, вообще достаточно редких, встречаются кварцевые пески и песчаники. В олигомиктовых породах один из минералов также резко преобладает над другими, его содержание составляет 75-95 %, обычно это кварц либо полевые шпаты. Полимиктовые породы состоят из зерен нескольких минералов, причем содержание ни одного из них не превышает 75 %. Полимиктовые песчаники и алевролиты разделяют на две группы, правда, не имеющие единого общепризнанного объема, но широко вошедшие в специальную литературу. Это так называемые аркозы и граувакки. Типичные аркозы состоят, главным образом, из обломочных зерен кварца и кислых полевых шпатов. Содержание полевых шпатов превосходит 40 %. Аркозовые пески образуются, в основном, при разрушении кислых магматических горных пород. Окраска их обычно светло-серая , серовато-розовая. Граувакки представляют собой песчаные породы, сложенные разнозернистыми угловатыми зернами кварца (обычно 25-40 %), полевых шпатов, слюды и обломков разнообразных пород (главным образом средних и основных эффузивов, кристаллических сланцев и др.). Окраска граувакк серая и серовато-розовая. Следует обратить внимание на то, что степень окатанности и отсортированности обычно возрастает от полимиктовых к мономинеральным породам. Связано это обстоятельство с тем, что полимиктовые образования накапливаются вблизи области сноса и в результате кратковременного переноса не успевают заметно округлиться. При длительном переносе и неоднократном перемыве и переотложении частицы окатываются и рассортировываются. Механически и химически неустойчивые минералы (оливины, пироксены, амфиболы, основные и средние плагиоклазы, биотит) в этом случае разрушаются. Происходит обогащение обломочной части относительно устойчивыми минералами - кварцем, калиевыми полевыми шпатами, а в некоторых случаях, мусковитом и переотложенным глауконитом. Процесс постепенного упрощения состава обломочной части называют созреванием. В таком понимании полимиктовые породы относятся к незрелым, олигомиктовые - к полузрелым и мономинеральные - к зрелым. 52 Вторичные минеральные образования возникают в уже сформировавшемся осадке (в процессе диагенеза) либо в сформировавшейся горной породе (в процессе катагенеза). Процессы эти заключаются в растворении и переотложении отдельных минералов, химическом разложении и замещении одних минералов другими. Скорость осуществления этих изменений зависит от первоначального минерального состава и его равновесности по отношению к физико-химическим условиям (давлению, температуре, pH среды и др.). В общем случае более интенсивны процессы вторичного минералообразования в породах полиминеральных, а сами новообразования могут быть представлены разнообразными минералами. Самыми распространенными из них являются глинистые минералы (гидрослюда), кальцит, доломит, кварц, халцедон, ангидрит, окислы и сульфиды железа. Процессы вторичного минералообразования меняют в значительной степени свойства и структуру породы и, в первую очередь, пористость и проницаемость. В связи с этим нефтяники уделяют их изучению особое внимание. Однако отличить вторичные образования от первичных (сингенетичных) удается далеко не всегда. Цемент. Выше уже отмечалось, что обломочные породы могут быть рыхлыми и сцементированными (литифицированными). Цементируется обломочный материал глинистой, либо хемогенной массой, содержание которой колеблется в широких пределах от 0 до 50 %. Количество, состав и тип цемента, наряду с особенностями обломочной части, отмеченными выше, часто определяют коллекторские свойства пород. Цемент может имеет различное происхождение. В схеме описания породы цемент изучается и описывается отдельно. По минеральному составу цемент может быть разнообразным. Наиболее распространены следующие разновидности цемента - глинистый и известковистый (кальцитовый). Несколько реже в этой роли выступают доломит, опал, ангидрит, гипс. окислы железа и еще реже каменная соль, фосфаты, глауконит. Нередко цемент является по составу смешанным, в частности, характерны глинисто-карбонатный, глинисто-железистый цементы. Структура цемента определяется размером и формой частиц (кристаллов). По размеру зерен выделяются крупнозернистая (1-0,25 мм), среднезернистая (0,25-0,1 мм), мелкозернистая (0,1 - 0,05 мм), тонкозернистая (0,05-0,1 мм), микрозернистая или пелитоморфная (0,01 мм) структуры. Глинистый и железистый цементы имеют обычно пелитоморфную структуру с резким преобладанием частиц размером менее 0,01 мм. Опаловый и, часто, фосфатный цементы обладают аморфной структурой, представляющей бесцветную или слабо окрашенную массу, угасающую в шлифах под микроскопом при скрещенных николях. Типы цемента. По количественному соотношению цемента и обломочной части, характеру заполнения межзернового пространства и распределению в породе выделяют пять основных типов цемента: базальный, поровый, контактовый, пленочный, сгустковый. Базальный тип цемента имеет место в обломочных породах с высоким содержанием цемента (40 - 50 %). Обломочные частицы изолированы в массе цемента, не соприкасаясь друг с другом. Поровый тип характеризуется тем, что обломочные зерна соприкасаются друг с другом, а промежутки между ними полностью заполнены цементом. Содержание цемента составляет 20 - 40 %. Контактовый тип цемента присутствует лишь в местах соприкосновения обломочных частиц. Содержание цемента невелико, обычно менее 15%. Породы 53 являются хорошим коллектором, т.е. могут содержать значительные количества жидкости или газа. Пленочным называют такой тип цемента, когда обломочные зерна обволакиваются тонкой пленкой цемента, спаивая их друг с другом в местах контакта. Содержание цемента невелико (обычно менее 15%). Межзерновое пространство может заполняться жидкостью или газом. К сгустковому относят такой тип цемента, при котором количество цемента и характер заполнения им межзернового пространства различны в разных частях породы. По существу, это сочетание описанных выше типов цемента, на небольших расстояниях сменяющих друг друга. Содержание цемента изменяется в широких пределах. В широких пределах изменяются и коллекторские свойства таких пород. По способу образования: - крустификационный – обрастание зерен аутигенными минералами; - регенерационный – разрастание зерен, образование каемки вокруг обломочных зерен того же вещества; - корроизионный – образуется благодаря коррозии обломочных зерен; - цемент выполнения – цементация породы происходит, благодаря заполнению пор и пустот обломочными и аутигенными минералами. По структуре: аморфный, тонкоагрегатный, кристаллический. По степени кристалличности: беспорядочно-зернистый (зерна не имеют ни формы, ни определённой ориентировки); пойкилитовый (кристаллы цемента крупные, одновременно гаснущие в скрещенных николях); волокнистый (зёрна цемента имеют волокнистое строение); радиально-лучистый (зёрна цемента имеют радиально-лучистое строение). Грубообломочные породы Обломочные породы, в которых присутствует свыше 25 % обломков размером > 1 мм по длинной стороне, принято называть грубообломочными. Существует много типов таких пород, но распространены они неодинаково и их роль в геологическом строении стратисферы Земли и значение как полезных ископаемых далеко неравнозначны. Глыбовые породы встречаются исключительно в горных районах. Их возникновение связано с крупными землетрясениями, сопровождающимися обвалами. Валунные породы состоят из крупных обломков (100-1000 мм) слабо сцементированных песчано-глинистым материалом. В ряде случаев в составе цемента присутствует значительное количество кальцита, кремнезема и некоторых других соединений. В этом случае породы прочно сцементированы. Образование валунных пород связано с деятельностью ледников, горных рек, селевых потоков. В процессе транспортировки обломки обычно окатываются, при отложении на месте они имеют угловатую форму. Мощность валунных отложений невелика, обычно это единицы метров. Галечные и щебеночные породы представляют собой скопление продуктов механического разрушения различных горных пород— магматических, метаморфических, осадочных. Основные по значимости в них обломки размером 10—100 мм, содержание которых более 25%. Щебеночные породы слагаются остроугольными, неотсортированными по размеру обломками, галечные — отсортированными и окатанными (шаровидной, эллипсоидальной или чечевицеобразной формы). Такое различие определяется тем, что щебеночные породы образуются поблизости от источника обломочного материала и поэтому обломки не окатываются. Гальки образуются из щебня или мелких неокатанных валунов вследствие окатывания в процессе транспортировки. Щебеночные породы — щебенка и брекчия, отличаются друг от друга тем, что в первых обломки несцементированы, а во вторых — сцементированы. Формируются эти породы за счет материала, образовавшегося в результате обвалов, осыпей, оползней (подводных и на суше), карстообразования, деятельности ледников и других 54 геологических процессов. При формировании пород на суше цементом или материалом, заполняющим пустоты между щебнем, чаще всего служит песчано-глинистая, неотсортированная смесь. В морских условиях цементом могут быть и карбонаты — кальцит, доломит, а также кремнезем. Щебеночные породы имеют ограниченное распространение и небольшую мощность отложений. В зависимости от генезиса различают брекчии (щебенку) обвалов, карстовую, осыпей и т. д. Галечные породы — галечник и конгломерат отличаются друг от друга тем, что первый представляет собой скопление несцементированных галек, а второй — сцементированных. Деление пород по размеру галек приводится. Гальки состоят из магматических, метаморфических и осадочных (главным образом известняков, прочных песчаников, кремнистых образований) пород. Наряду с галькой в породах могут быть окатанные обломки более крупного и более мелкого размера. Цементом в конгломератах служит песчано-глинистый, известково-глинистый, карбонатный, кремнистый или иной материал. Мощность галечников и конгломератов варьирует в широких пределах. В платформенных условиях она составляет доли и единицы метра. В геосинклинальных областях и межгорных впадинах она может быть весьма значительной, например неогеновые конгломераты в Северной Фергане имеют мощность до 3км. По положению в разрезе галечные породы разделяют на базальные и внутриформационные. Базальные породы залегают в основании крупных стратиграфических комплексов и широко распространены территориально. Внутриформационные галечники и конгломераты имеют локальное распространение, залегают в виде линз и маломощных пластов среди других осадочных образований. Условия образования этих пород весьма разнообразны. По этому признаку галечники и конгломераты подразделяют на прибрежно-морские, речные, временных потоков, ледниковые и эоловые. Этот тип пород среди грубообломочных пользуется наибольшим распространением. Морские галечники и конгломераты формируются в области прибоя, в дельтах и в местах развития сильных донных течений. Галька в морских осадках обычно хорошо окатана и рассортирована по размеру. Морские галечники залегают в виде пластов небольшой мощности, но распространены они обычно на большой площади. Пласты морских галечников и конгломератов свидетельствуют о трансгрессии моря. Они залегают в основании осадочной толщи, являются базальными горизонтами. Озерные галечники и конгломераты отличаются от морских небольшим площадным распространением, небольшой мощностью и только в дельтах горных рек, впадающих в озера, они имеют значительную мощность. В небольших озерах при равнинном рельефе суши происходит накопление только мелкой гальки и гравия. Речные галечники и конгломераты встречаются главным образом в долинах горных рек. Они характеризуются плохой сортировкой и разной окатанностью. Размер обломков изменяется в широких пределах − от валунов до гравия. Галечники и конгломераты речных долин залегают в виде пластов и линз большой мощности. Распространены они полосами или лентами, вытянутыми вдоль речной долины, обычно прерывистыми. Флювиогляциальные галечники и конгломераты встречаются в областях развития ледниковых отложений, образуются в результате перемыва морен, залегают в виде линз небольшой протяженности и изменчивой мощности. Потоковые галечники и конгломераты встречаются в области предгорий. Они характеризуются несовершенной сортировкой и недостаточно хорошей окатанностью. Залегают они в виде пластов и линз большой мощности и распространены полосами и лентами. Щебенистые отложения и брекчии накапливаются в непосредственной близости к источникам разрушения. Они образуются чаще всего на склонах и подножиях гор в результате осыпей, обвалов, оплывин, селевых потоков, подводных оползней. Сортировка 55 материала в брекчиях почти отсутствует, они содержат частицы самого различного размера − от неокатанных глыб до мелкого щебня и песчано-глинистого материала. Дресвяные и гравийные породы слагаются обломками различных пород и реже— минералов с преобладающим размером 1 —10 мм. Дресвяные породы состоят преимущественно из дресвы — остроугольных обломков, а гравийные — из окатанных. Среди дресвяных пород различают рыхлые, несцементированные — дресвяники и прочные, сцементированные — дресвиты. Как правило эти породы ассоциируют с щебеночными, располагаясь несколько дальше от области сноса. Цементом в дресвитах чаще всего служит неотсортированный песчано-глинистый материал. Гравийные породы разделяют на гравийники — несцементированные осадочные образования и гравелиты— сцементированные карбонатным, карбонатно-глинистым и песчано-глинистым материалом. Породы обычно ассоциируют с галечниками и конгломератами. Окраска дресвяных и гравийных пород определяется цветом слагающих их обломков и элементов-хромофоров, присутствующих в цементе. Гравелиты обычно светлее дресвяных пород, нередко среди них встречаются серовато-бурые и желтовато-серые разности. Породы распространены ограниченно, а слагаемые ими разрезы имеют небольшую мощность - десятки сантиметров — первые метры. Рыхлые породы—мелкие галечники, щебенка, а также гравийник — ценный строительный материал. Они используются при дорожном строительстве (железные, автомобильные дороги), постройке гидростанций. Мелкий гравий входит в состав некоторых бетонов, красивые разности конгломератов и брекчий идут на облицовку зданий. Иногда крупнообломочные породы содержат ценные полезные ископаемые — железо, золото, уран и др. Песчаные породы Песчаные породы — одни из наиболее распространенных среди обломочных осадочных образований. Они состоят на 50% и более из частиц величиной 0,1 —1,0 мм. В соответствии со схемой классификации выделяют крупно-, средне-и мелкозернистые песчаные породы. В отличие от крупнообломочных пород, в строении песчаных образований принимают участие преимущественно обломки минералов хотя могут встречаться обломки тонко- и микрозернистых пород. Рыхлые песчаные образования называют песками, а прочные, сцементированные — песчаниками. Первоначальная форма обломков минералов может быть различной —изометричной, листоватой, шестоватой и т, д. При транспортировке в зависимости от продолжительности переноса, размера зерен, их механической и химической устойчивости они в разной степени окатываются. Зерна разделяют по характеру окатанности. Угловатыми считают обломки с острыми углами, тонкими, режущими краями. Полуугловатые зерна имеют несколько сглаженные углы и края. В полуокатанных частицах углы практически отсутствуют, но сохраняются прямолинейные и вогнутые поверхности. Окатанные обломки имеют шаровидную или эллипсоидальную форму. Обломочная часть песчаных пород неодинакова по составу, что определяется различием исходного материала, поступающего из области сноса, степенью его переработки на стадиях разрушения, переноса, а также при диагенезе и категенезе. В результате этого происходит обогащение обломочной части минералами, устойчивыми к механическому и химическому воздействию. Это явление известно как минералогическое созревание обломочного материала. В итоге при многократном переотложении обломочных зерен из породообразующих минералов сохраняется только кварц. Среди породообразующих обломочных минералов существенно преобладает кварц, далее идут калиевые полевые шпаты, слюды, халцедон, глауконит, кислые плагиоклазы, а также гидрослюды и каолинит. В сообществе акцессорных минералов наиболее характерны циркон, гранаты, турмалин, ставролит, рутил, титанит, монацит, дистен. В роли акцессорных в осадочных породах выступают также роговые обманки, пироксены, оливин и некоторые другие минералы. Рудные непрозрачные минералы обычно составляют до 1 —1,5% обломочной части. Они представлены магнетитом, ильменитом, 56 лейкоксеном, гематитом, пиритом, марказитом. Последние два минерала нередко являются диагенетичными или катагенетичными. В составе обломочной части могут присутствовать обломки тонко- и микрозернистых пород — эффузивных магматических, метаморфических (глинистых, глинисто-кремнистых сланнцев, филлитов и др. Существенную роль в строении и составе песчаных пород играют вторичные (постдиагенетические) минералы. Среди них наиболее важное значение имеют регенерированные кварц, микроклин, ортоклаз, плагиоклазы, а также новообразования кальцита, доломита, халцедона, каолинита, гидрослюд, альбита, хлоритов, оксидов и сульфидов железа. Цементирующая часть песчаных пород чаще всего представлена глинистым материалом и кальцитом, реже доломитом, гипсом, ангидритом, опалом, оксидами железа. Встречаются также галитовый. фосфатный, сидеритовый и некоторые другие виды цемента Текстуры песчаников весьма разнообразны. Для них характерны различные виды косой и горизонтальной слоистости, знаки ряби, следы жизнедеятельности животных и т. д.. Обстановки образования наряду с источниками питания накладывают существенный отпечаток на гранулометрический состав, строение, физические свойства и внешний облик осадочных обломочных пород. Особо следует отметить, что палеогеофизические условия образования вместе с тектоническим режимом определяют размеры, форму и толщину коллекторских тел. Прибрежно-морские песчаные породы представлены преимущественно средне- и мелкозернистыми разностями. Отложения, формирующие породы, образуются в прибрежной мелководной части морских бассейнов и в узкой зоне суши прилегающей к морю. Постоянное перемещение осадка и его аэрации под действием ветра, течений и волнений моря способствуют окатыванию и сортировке обломочных частиц, выносу тонкодисперсных терригенных фракций и органического материала. Главнейшими породообразующими минералами. в этих условиях являются кварц, ортоклаз, микроклин и обломки кремнистых пород.Глинистый цементирующий материал обычно содержится в незначительном количестве, а порой и вообще не обнаруживается. Цементом песчаных пород чаще всего служит аутигенный материал — кальцит, кварц, однако нередко, особенно на небольших глубинах, цемент отсутствует вообще. Морские песчаные породы широко известны в ископаемых отложениях. Они образуют значительные по размеру геологические тела более или менее однородного литологического состава. Наряду с этим, следует отметить, что на состав и облик песчаных пород существенное влияние оказывали географические условия, в том числе наличие течений, неровности рельефа и уклон морского дна, состав пород в области питания, расстояние от области питания до места седиментации. В зоне течения обычно наблюдается в целом более крупный, отсортированный материал, в пониженных участках рельефа морского дна накапливается менее отсортированный обломочный материал — вместе с песчаными зернами присутствуют алевритовые и глинистые. Песчаные тела, возникающие в морских условиях, чаще всего имеют форму пласта с постепенно возрастающей мощностью в направлении моря и замещающегося прибрежноморскими отложениями в сторону берега. На фоне пластов регионального развития встречаются локальные тела — бары. Современные бары выполнены песчаным материалом с примесью битой ракушки, гравия и других компонентов. Бары обычно протягиваются параллельно береговым линиям в виде валов протяженностью до нескольких десятков километров, при ширине до 2—5 км и высотой несколько метров. При разрушении расположенных поблизости магматических и метаморфических пород морские песчаные отложения имеют полимиктовый состав— аркозовые и граувакковые, а также кварц-полевошпатовый. В случае разрушения обломочных осадочных пород и переотложениях их составных частей состав может упроститься, при этом могут 57 образоваться олигомиктовые и даже мономинеральные породы при существенном преобладании кварца. Цементом морских песчаных пород служит обычно глинистый материал, кальцит и их смеси. Глинистый материал обычно седиментогенный, но может быть и постдиагенетическим. Кальцит может быть диагенетическим и катагенным. В стадию катагенеза при изменении термобарических условий содержание кальцита в обломочных песчаных и алевритовых породах может существенно колебаться. Ископаемые морские песчаные породы имеют преимущественно серую окраску, светло-серую, реже темно-серую. Близ поверхности, вследствие фильтрации по порам, трещинам и разломам инфильтрационных вод происходит окисление тонкодисперсной органики, сульфидов и изменение окраски на серовато-желтую, почти белую и бурую. Полимиктовые, кварц-полевошпатовые песчаные породы могут изначально иметь серовато-розовую или серовато-желтую окраску (за счет цвета зерен полевых шпатов). Очень близки к морским по составу и внешнему облику озерные песчаные породы — отложения крупных озер, охватывающих территории в десятки и сотни тысяч квадратных километров (Великие озера в Северной Америке, Аральское, Каспийское — в СССР). Речные пески и песчаники отсортированы слабее морских. Размер частиц, слагающих песчаное тело, может значительно колебаться. Наряду с песчаными зернами нередко присутствуют алевритовые и глинистые частички, остатки неразложившегося растительного материала, иногда обломки фауны. Пески и песчаники, образовавшиеся в результате деятельности горных рек, нередко содержат в своем составе крупнообломочный (гравийный и даже галечный) материал. Окраска пород сильно варьирует в зависимости от вещественного состава. Среди речных песчаников и песков встречаются олигомиктовые и полимиктовые. Текстура пород косослоистая и горизонтальнослоистая, иногда массивная. Геологические тела, сформировавшиеся за счет речных песчаных пород, имеют значительную протяженность (сотни и тысячи км) при относительно небольшой ширине. Толщина отложений также невелика—единицы метров. Дельтовые песчаные породы образуются из осадков, отложившихся в эоне впадения рек в моря (или озера). Скорость течения воды в море постепенно уменьшается с удалением от устья реки. Вследствие этого песчаные отложения в прибрежной части будут в целом более крупнозернистыми, а сам обломочный материал слабее отсортированным, чем на удаленной периферии дельты. По мере удаления от морского побережья в песчаных отложениях возрастает роль алевритового и глинистого материала. Кроме того, под поверхностью морских вод речной поток разделяется на ряд рукавов, в которых скорость течения существенно больше, чем в разделяющих их водных пространствах. В связи с этим на дне водных рукавов откладывается более крупнозернистый обломочный материал, чем на участках между ними. Таким образом дельтовые песчаные породы слагают геологические тела сложной формы, резко меняющейся мощности. Сами породы непостоянны по гранулометрическому составу и содержанию глинистого цемента. Окраска пород в большинстве случаев серая, различных оттенков, причем в тонкозернистых глинистых разностях более темная из-за повышенного содержания органического материала. Флювиогляциальные пески и песчаники распространены среди ледниковых отложений. Они характеризуются низкой отсортированностью и слабой окатанностью обломочного материала. Песчаные образования этого типа обычно слагают линзовидные тела небольшого размера и толщины. Эоловые отложения встречаются во многих стратиграфических комплексах Они формируются в областях с сильными ветрами в условиях отсутствия или при слабом развитии почвенного слоя. Песчаные эоловые отложения наиболее характерны для пустынь, полупустынь, островов и прибрежных частей суши (дюны). Окраска эоловых отложений обычно светло-серая или желтовато-бурая, определяется цветом породооб- 58 разующих минералов и тонкодисперсными железистыми образованиями, иногда покрывающими поверхность зерен. Песчаные эоловые отложения характеризуются значительной однородностью обломочных зерен. Во многих случаях преобладают зерна размером 0,1—0,25 мм, что характерно и для песчаников, сформировавшихся в водной среде. Обломочные частицы нередко хорошо окатаны, зерна часто имеют полированную поверхность. Глинистая и алевритовая части в песках и песчаниках обычно отсутствуют. В эоловых песчаных отложениях наблюдается пологая волнистая и косая слоистости, встречаются редкие, тонкие прослои глинисто-алевритовых пород. Площадь развития эоловых песчаников, судя по современным отложениям, может быть весьма значительной (площадь Сахары -7000 000 км2). Мощность эоловых отложений, как правило, составляет первые десятки метров, однако описаны случаи, когда она достигала несколько сотен метров. На побережьях морей песчаные тела формируются в виде одиночных дюн или их систем, располагающихся рядами параллельно береговой линии. Ширина зон, занимаемая дюнами, может составлять до 10 км. Высота современных дюн достигает 100 м. Для пустынь характерны песчаные тела в виде барханов. Дюны и барханы известны в ископаемом состоянии. В эоловых песчаниках цемент обычно хемогенный и представлен вторичными карбонатами и сульфатами. Песчаные породы — важное полезное ископаемое. Кварцевые песчаники служат сырьем для получения динаса —огнеупорного материала, применяемого в стекольной и металлургической промышленности для постройки плавильных печей. Пески и песчаники, содержащие не менее 98,5 % кремнезема, используются для получения оконного стекла, а самые чистые кварцевые пески (SiO 2 >99,8 %)—для изготовления оптического стекла. Большое количество кварцевых песков и песчаников потребляют керамическое и литейное производство. Значительная часть добываемых песчаных пород используется для изготовления кирпича и бетона, а также в дорожном строительстве. С песчаными породами связаны промышленные скопления углеводородов и россыпные месторождения золота, тория, титана, олова и других металлов. Алевритовые породы Алевритовые породы, как и песчаные, относятся к числу широко распространенных осадочных образований. Их основная часть, составляющая 50 % и более, — обломочные частицы величиной 0,01—0,1 мм. Сыпучие или слабосцементированные породы называют алевритами, а крепкие, сцементированные — алевролитами. Среди них различают крупно-, средне- и мелкозернистые. Минеральный состав обломочной части примерно такой же, как и в песчаных породах, но здесь выше доля устойчивых минералов — кварца, мусковита, халцедона. Роль калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов, а также обломков пород и алевритовых образованиях заметно ниже. В них больше глинистого материала, устойчивых акцессорных минералов, оксидов и гидроксидов железа. Для этих пород характерно присутствие органического вещества. По минеральному составу среди алевритовых пород, как и среди песчаных, выделяют мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые разновидности. Строение алевритовых пород (текстура, структура), тип и состав цемента во многом сходны с песчаными образованиями. Для алевритов характерна тонкая горизонтальная слоистость, реже наблюдается косая слоистость. Окраска пород в зависимости от примесей может быть самой различной — светло-серой, черной, кирпично-красной, бурой, зеленой. Алевритовые породы, как и песчаные, образуются в различных географических условиях. Наиболее распространены их морские озерные, речные и эоловые разности. К современным представителям последних относятся некоторые виды лёсса Классификация пород смешанного состава 59 Содержание песчаной фракции, % 95 - 100 75 – 95 50 – 75 25 – 50 5 – 25 0–5 Порода ряда песчаникалевролит Песчаник Песчаник алевритистый Песчаник алевритовый Алевролит песчаный Алевролит песчанистый Алевролит Содержание алевритовой фракции, % 0–5 5 – 25 25 – 50 50 – 75 75 – 95 95 - 100 Порода ряда алевролитглина Глина Глина алевритистая Глина алевритовая Алевролит пелитовый Алевролит пелитистый Алевролит Содержание глинистой фракции, % 95 - 100 75 – 95 50 – 75 25 – 50 5 – 25 0–5 При совместном нахождении обломочных частиц различного размера образуются породы промежуточного состава. Для их систематики предложены специальные классификации. Возможно совместное присутствие в породе трех и более компонентов. В этом случае ее называют по наименованию преобладающих частиц (не менее 50%), а названия остальных компонентов используют в качестве уточняющего прилагательного, например песчаник глинисто-алевритовый. Это означает, что в песчанике присутствует значительное количество глинистого и алевритового материала, при этом последний преобладает. В тех случаях, когда три компонента и более находятся примерно в равных количественных соотношениях, осадочное образование называют хлидолитом или паттумом. Пирокластические породы Пирокластические породы образуются при накоплении продуктов вулканических выбросов. Обычно это раздробленный вулканический материал, к которому может примешиваться различное количество нормального осадочного материала. Пирокластические породы являются как бы связующим звеном между магматическими (эффузивными и интрузивными) и осадочными породами. Породы, возникшие при размыве и переотложении пирокластических и эффузивных пород, не являются пирокластическими, а относятся к собственно осадочным. Установить пирокластический генезис пород помогают следующие их особенности: наличие угловатых обломков пород и минералов (выброшенных лав); отсутствие сортированности материала; неоднородность материала и структуры; малое количество цемента; невыдержанность, либо отсутствие слоистости. По соотношению вулканического и осадочного материала в составе пирокластических пород принято выделять три группы пород: 1. Вулканические туфы и туфобрекчии, сложенные более чем на 90% вупканогенным материалом. По преобладающему размеру составных частей здесь выделются туфобрекчии (>30 мм), грубообломочные (30 - 5 мм), крупнообломочные (5 - 1 мм), мелкообломочные (1 -0,1мм) и тонкообломочные (< 0,1 мм) туфы. Цемент обычно образован продуктами гидрохимического разложения пеплового материала, как правило, заполняющего промежутки между более грубыми обломками. По составу обычным является кремнисто-карбонатный и кремнисто-глинистый цемент. 2. Туффиты - содержание вулканогенного материала от 50 до 90%. По величине составных частей туффиты подразделяются подобно туфам. Формируются обычно в водной среде и в них часто присутствует значительное количество глинистого, карбонатного материала, обломочные зерна, органические остатки. 60 3. Туфогенно-осадочные породы отличаются условно по преобладанию в них осадочного материала ( более 50%). По размерам составных частей подразделяются, аналогично осадочным обломочным породам, на туфогенные брекчии, туфогенные дресвянники. песчаники, алевролиты, пелиты. Глинистые породы Прежде всего, студенты должны знать, что глинистые породы - это породы не обломочного происхождения, как считалось ранее и как часто указывается до сих пор в упрощенных классификациях осадочных горных пород, а имеют химическое происхождение. Основную массу глинистых пород слагают глинистые минералы, среди которых преобладают минералы четырех групп каолинитовые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые, хлоритовые. Свойства этих минералов, с которыми студенты должны быть знакомы, либо вновь ознакомиться по учебникам и справочникам, обусловливают различия в свойствах глин. Основными из этих свойств являются разной степени способность к разбуханию при намокании, пластичность, непроницаемость, огнеупорность. Глины могут имеет мономинеральный состав, но подавляющее их большинство является полиминеральными, состоящими из нескольких глинистых минералов одновременно. Кроме различных глинистых минералов в их составе обычно присутствует пелит - тонкораздробленный (менее 0,01 мм) материал. Примеси, количество которых не должно превышать 50%, представлены чаще всего кальцитом, алевритом, песком, обугленными растительными остатками, различными соединениями железа и марганца. Окраска глин весьма разнообразна. У чистых глин, не окрашенных примесями, она белая, светло-серая; в случае присутствия окрашивающих примесей - хромофоров (соединения железа, марганца, органические остатки) цвет пород может быть самым различным. По происхождению выделяют две разновидности глин: остаточные, возникающие при выветривании горных пород на месте их разрушения, и осадочные (переотложенные), осажденные из воды за счет тонковзвешенных частиц. При значительном уплотнении глинистые породы теряют способность к размоканию. Связано это с превращением монтмориллонита в гидрослюды и хлориты. Такие разновидности глинистых пород получили название аргиллитов. Аргиллиты плотные, часто окремнелые, породы. Для них характерна сланцеватость - способность раскалываться на тонкие пластинки. Наиболее распространенными структурами глинистых пород являются: 1. Пелитовая - порода состоит нацело (более 95%) из частиц размером менее 0,01 мм. Визуально породы выглядят однородными, отдельные частицы не различимы. 2. Реликтовая - на фоне однородной глинистой массы выделяются зерна минералов и пирокластика. 3. Оолитовая - в однородной глинистой массе выделяются округлые образования, сложенные таким же глинистым материалом, иногда пигментированным. 4. Алевропелитовая и псаммопелитовая - пелитовая порода со значительной примесью (5-50 %), соответственно, алевритового и песчаного материала. Практическое значение глин чрезвычайно велико. Используются они в цементной, кирпичной, фарфорофаянсовой промышленности, для очистки масел, в сукновальном деле и т.д. В нефтяной геологии глины, наряду с коллекторами, формируют ловушки нефти и газа, препятствуя дальнейшему их движению при формировании залежей. Экранирующие способности глин зависят от их состава, структуры, мощности и 61 других особенностей, откуда вытекает настоятельная необходимость их тщательного изучения. Каолинитовые глины образуются в результате выветривания алюмосиликатов при образовании кор выветривания, и в частности за счет полевых шпатов. Первоначально образовавшиеся продукты кроме каолинита содержат значительное количество устойчивых реликтовых минералов коренных пород— кварца, мусковита и др. В результате размыва кор выветривания и дифференциации осадочного материала в процессе переноса образуются переотложенные каолинитовые глины более однородные, обогащенные тонкодисперсной фракцией (до 80% фракции, мельче 0,001мм). Они характерны для континентальных угленосных отложений. Морская щелочная среда неблагоприятна для сохранения каолинита. Монтмориллонитовые глины встречаются относительно редко. Они имеют жирный блеск, легко разбухают в воде с увеличением объема, во влажном состоянии жирны на ощупь, обладают высокой адсорбционной способностью. Высушенные глины распадаются на мелкие остроугольные обломки. Окраска монтмориллонитовых глин светлая — кремовая, зеленовато-серая и желтовато-серая. Основные скопления монтмориллонитовых глин образуются за счет морского подводного химического разложения вулканического пепла. В связи с этим в них встречаются в небольшом количестве стекловатые зерна и другие устойчивые компоненты вулканического пепла, а также аллотигенные глинистые минералы иного состава. Монтмориллонитовые глинистые породы залегают в виде пластов небольшой мощности — единицы или десятки сантиметров, редко больше, но широко распространены по площади. Благодаря специфическим окраске, физическим свойствам и распространенности они используются для корреляции геологических разрезов. Гидрослюдистые глины распространены значительно шире, чем каолинитовые и монтмориллонитовые. Помимо пелитовой части в них содержатся в виде примесей алевритовый и иногда песчаный материал, а также соединения железа, карбонаты кальция, магния и другие соли. В гидрослюдистых глинах также могут присутствовать другие глинистые минералы — монтмориллонит, каолинит, хлорит. В зависимости от состава, количества примесей и степени катагенетического изменения пластичность этих пород варьирует в широком диапазоне. Пластичность глин обычно снижается с увеличением уплотнения (при погружении). Пластичные глинистые породы легко размокают в воде, хрупкие (аргиллиты) с водой не взаимодействуют. Гидрослюдистые глины по адсорбционной способности занимают промежуточное положение (20—40 мгэкв/100 г) между каолинитовыми и монтмориллонитовыми. Гидрослюдистые глинистые минералы могут оставаться на месте своего образования или же переотлагаться. Большинство гидрослюдистых глинистых пород возникает в результате переотложения ранее возникших глинистых минералов вместе с тонкодисперсными обломочными частицами и имеет осадочный генезис. В них часто содержатся, в виде примеси, другие глинистые минералы. Породы, образовавшиеся в окислительной обстановке (на суше и в водной среде) из-за присутствия соединений железа в окисной форме имеют кирпично-красную, бурую (триас Прикаспийской впадины), малиновую (сумсарские глины Ферганы), оранжевую и реже фиолетовую окраски. В восстановительной среде образуются черные, серые, зеленые, голубые породы различной интенсивности и оттенков. При отсутствии пигментирующих примесей глины могут быть белыми. Глинистые гидрослюдистые породы залегают в виде пластов различной мощности и линз. Полиминеральные глинистые породы пользуются наибольшим распространением среди глинистых образований. В их составе имеются различные глинистые минералы, среди которых преобладают гидрослюды. Эти породы возникают в результате переотложения продуктов механического разрушения терригенных образований, в том числе глинистых и коры выветривания. Внешние признаки и физические свойства 62 полиминеральных глинистых пород определяются количественными соотношениями глинистых минералов и обстановками осадконакопления. Эти породы характерны для открытых и внутриконтинентальных морей. По мере увеличения глубины залегания глинистых пород состав глинистых минералов упрощается, постепенно исчезают минералы групп монтмориллонита и каолинита, возрастает роль хлоритов и различных модификаций гидрослюд. Глинистые породы могут образовываться в различных условиях, но обычно в водной среде. В связи с этим среди них выделяют морские, дельтовые, лагунные, озерные, болотные, речные пойменные. Наибольшим распространением пользуются морские глинистые породы. Морские глинистые породы широко распространены в отложениях различного геологического возраста. В значительной своей части они полиминеральны, что свидетельствует об аллотигенности большей части глинистых минералов. Кроме глинистых минералов в составе глин большое количество обломочного пелитового материала в виде кварца, полевых шпатов, слюд, нередко присутствуют обломки алевритовой размерности. Характерная особенность глинистых пород — повышенные содержания тонкодисперсного сапропелевого или гумусового органического вещества, что придает породам сероцветную окраску различной интенсивности. При содержании органического углерода более 3—4 % породы приобретают черную окраску. Присутствие значительных количеств зеленой гидрослюды придает породам зеленовато-серый или голубовато-серый цвет. Весьма обычной примесью в глинистых породах является кальцит. Химический состав морских глинистых пород близок к среднему химическому составу пород литосферы. Морские глинистые породы формировались во внутриконтинентальных и открытых морях —там, где даже при сильных волнениях не происходило интенсивное взмучивание осадков. В современных условиях глинистые осадки накапливаются также на континентальном склоне, в океанической абиссальной равнине и глубинных желобах. Среди современных океанических глинистых отложений на глубинах, превышающих 4,5—5 км, широко развиты шоколадно-бурые глины, известные в литературе как красные глубоководные глины. Глинистые породы, содержащие тонкодисперсное рассеянное органическое вещество, часто содержат повышенные концентрации некоторых малых элементов — урана, ванадия, молибдена, никеля, кобальта, меди, причем нередко наблюдается прямая количественная зависимость между органическим углеродом и этими элементами. Иногда среди морских глинистых образований встречаются почти мономинеральные, монтмориллонитовые глины, известные под названием бентониты. Это светлоокрашенные кремовые, светло-зеленые или желтовато-серые породы. При незначительной мощности —от единиц до десятков сантиметров, редко несколько более, они имеют широкое распространение по площади. Считают, что такие монтмориллонитовые глины возникли в результате гальмиролиза вулканического пепла. Морские глинистые породы распространены, как правило, регионально. Они залегают в виде пластов различной мощности и осадочных толщ в несколько сотен метров. Дельтовые глинистые породы по минеральному составу относятся преимущественно к полиминеральным, хотя среди них встречаются и гидрослюдистые. В этих породах доля пелитового материала и алевритовых частиц больше, чем в морских. По мере удаления от устья реки роль обломочного материала в глинах понижается. Нередко в дельтовых глинистых породах наблюдаются микрослои, обогащенные песчано-алевритовым обломочным материалом, что, по-видимому, связано с сезонным изменением режима рек. Окраска пород серая и темно-серая — определяется присутствием обугленного аллохтонного и автохтонного органического вещества. Геологические тела, слагаемые дельтовыми глинистыми породами, представляют собой пласты непостоянной мощности на дальних окончаниях дельты и линзы, разделяемые друг от друга песчано-алевритовыми 63 породами. Мощность глинистых отложений колеблется от единиц до нескольких десятков метров. Лагунные глинистые породы формируются в гумидных и в аридных условиях. В глинистых породах опресненных лагун один из основных глинистых минералов — гидрослюда, хотя присутствуют также каолинит и монтмориллонит. В лагунных глинистых породах присутствует часто повышенное количество органического вещества гумусового или сапропелевого ряда. Окраска пород серая, темно-серая, черная. Обломочный материал присутствует в незначительном количестве; карбонатная часть содержится обычно лишь в глинистых породах сформировавшихся в условиях аридного климата, в щелочной обстановке. В этих случаях в глинах встречаются остатки пресноводной или морской фауны и флоры. Глины засолоненных лагун слагаются гидрослюдами, хлоритом, монтмориллонитом, а также палыгорскитом и сепиолитом. В них могут присутствовать аутигенные минералы, характерные для аридных обстановок осадкообразования: кальцит, доломит, гипс, ангидрит, эпсомит и другие. Фаунистические остатки в таких породах обычно отсутствуют. Геологические тела, сформированные глинистыми лагунными отложениями нередко имеют удлиненную форму и ориентированы параллельно береговой линии. Мощность лагунных глин измеряется единицами и первыми десятками метров. Озерные глины чаще всего полиминеральны. В них встречается весь комплекс типов глинистых минералов — каолинитовые, монтмориллонитовые, гидрослюдистые, хлоритовые. Описаны также каолинитовые озерные образования. Породы обычно содержат незначительную примесь алевритового материала. Они могут быть сероцветными и красноцветными. Сероцветная окраска характерна для пород, сформировавшихся в областях гумидного климата, особенно в прибрежных частях озер, где интенсивно развита растительность, разложение которой способствует поддержанию восстановительной обстановки. В засолоненных водоемах аридной климатической зоны нередко образуются красноцветные и пестроцветные глины полиминерального состава (монтмориллонит, сепионит, хлорит, гидрослюда и др.). Встречаются при этом и сероцветные глины. В качестве примесей в глинистых породах аридного климата присутствуют кальцит, доломит, сульфаты, хлориды и оксиды железа. В центральных участках глубоких озер глины нередко обладают микро- или тонкослоистостью, что обычно связано с сезонными изменениями режима водоемов и вариациями поступления терригенного осадочного материала. В ледниковых озерах образуются ленточные глины с четко выраженной тонкой слоистостью. Глинистый материал представляет собой тонкодисперсные продукты физического разрушения материнских пород, которые поступают в водоем после таяния льда и снега. Более крупные частицы взвеси быстрее, чем мелкие переходят в осадок, образуя тонкий слоек алевритового осадка. Осаждение пелитового материала, как известно, происходит очень медленно и продолжается даже после ледостава, в результате образуется тонкий слоек глины. С наступлением теплого периода времени все повторяется сначала. Глины озерно-болотные слагаются глинистыми аллотигенными минералами различного состава, но среди аутигенных минералов встречается обычно только каолинит. Пелитовая часть присутствует, как правило, в небольшом количестве. В глинах этого типа часто наблюдается значительное количество обугленных растительных остатков и тонкодисперсного органического вещества, которые придают породам темно-серый или черный цвет. Соединения железа представлены пиритом и сидеритом. Глины элювиальные разнообразны по составу глинистых минералов, часто преобладает какой-либо один. В этих глинах значительна примесь песчано-алевритового материала, нередко более крупного. Элювиальные глины образуются в континентальных условиях в результате механического разрушения и химического разложения горных пород, залегают на месте образования и поэтому в вертикальном разрезе наблюдается постепенный переход от глин к подстилающим материнским породам, основа которых — 64 алюмосиликаты. Примеси в глинах представляют собой химически наиболее устойчивые минералы (кварц, мусковит и др.). Элювиальные глины характерны для областей теплого гумидного климата, хотя могут формироваться и в условиях умеренного гумидного климата. Слоистость в породах обычно отсутствует. Мощность варьирует от сантиметров до десятков метров, в зависимости от интенсивности и продолжительности выветривания. Следует также учитывать возможность частичного удаления продуктов выветривания. Хемогенные и органогенные породы К этой группе отнесены породы, возникающие при выпадении растворенных солей в результате повышения их концентрации (например, при выпаривании), либо осаждающиеся при участии живых организмов. Наибольшим распространением в этой группе пород характеризуются карбонатные и кремнистые породы. Другие встречаются относительно редко, но являются особо ценными полезными ископаемыми (соли, бокситы, железистые породы и др.). Практически удобным является подразделение этой группы пород по химическому составу. Карбонатные породы. Главными составными частями этих пород являются кальцит и доломит. Из примесей наиболее обычны глинистый и обломочный материал, кремнезем. По происхождению карбонаты могут быть органогенными и хемогенными. Кальцитовые породы чаще бывают органогенными, а доломитовые, главным образом, хемогенные. Изредка встречаются обломочные известняки. Состоят они из окатанных обломков известняков, сцементированных обычно кальцитом. Известняки сложены не менее чем на 50% кальцитом. По происхождению различают известняки органогенные (биогенные), хемогенные и обломочные. К органогенным принято условно относить такие разности известняков, в которых количество различимых остатков фауны и флоры составляет более 20-30%. Органогенные известняки подразделяются на цельнораковинные, в которых остатки организмов имеют хорошую сохранность, и органогенно-шламовые, состоящие из обломков раковин и других скелетных образований. Именуются органогенные известняки по преобладающему комплексу определимых остатков, например, коралловые, водорослевые, фораминиферовые и др. Разновидностью органогенных известняков является писчий мел, состоящий из остатков микроскопических водорослей. Хемогенные известняки обладают структурой от микрозернистой (пелитоморфной) до крупнозернистой, нередко оолитовой. Часто хемогенные известняки содержат различные количества глинистого материала. При этом разности с содержанием глины от 25 до 75% именуются мергелями. Структура мергелей обычно пелитоморфная. Окраска разнообразная и зависит от окраски примесей. Мергели, как и известняки, бурно реагируют с разбавленной соляной кислотой, но при этом на породе образуется грязноватое пятно. Доломиты образуются хемогенным путем. Обычно им свойственна кристаллическая структура от мелко- до крупнозернистой. Для них характерны мелкие пустоты (каверны) растворения, иногда заполненные вторичным кальцитом. Карбонатные породы привлекают внимание нефтяников в связи с появлением в них трещиноватости либо пустот растворения. Сильно глинистые мергели могут быть покрышками. Кремнистые породы. Слагаются опалом, халцедоном, осадочным кварцем. Наиболее распространенными кремнистыми породами являются диатомиты, опоки, трепелы. 65 Диатомиты породы, состоящие в основном из скорлупок одноклеточных водорослей- диатомей. Окраска белая или желтоватая. Порода рыхлая, внешне напоминающая мел, но не реагирующая с кислотой очень легкая, в воде не тонет. Трепелами и опоками называют несколько более плотные, а в последнем случае и темноокрашенные разновидности. Органогенный материал присутствует в небольшом количестве. Для трепелов характерно повышенное содержание глинистого материала, а для опоки - зерен обломочного кварца. Кремнистые породы известны не только в виде обычных пластовых тел, но и в виде желваков, рассеянных в других (обычно карбонатных) породах. Слагаются желваки халцедоном, очень часто со значительной примесью глинистого материала. Желваки эти очень устойчивы и при выветривании основной породы образуют скопления. Отличаются высокой твердостью, раковистым изломом. Окраска обычно от желтоватобурой до черной. Диатомиты и трепелы используются в качестве теплоизоляционного материала, в стекольной и керамической промышленности, в цементном производстве, в качестве адсорбентов и др. Каменная соль. Типичный химический осадок, образующийся при интенсивном выпаривании морской воды вслед за карбонатами и гипсом. Легко распознается благодаря особенностям минерального состава. Легко растворяется, вкус соленый. Окраска белая, светло- серая, легкоокрашивается примесями. В условиях повышенных давлений и температур соль становится пластичной, что обусловливает ее флюидоупорные свойства. В залежах нефти и газа соленосные комплексы играют роль экранов. Сульфатные породы. Представлены гипсами и ангидритами. Породы обычно мономинеральные, обломочный материал, глинистые частицы и другие включения. В пластовых залежах гипс обычно мелкозернистый. Окраска гипса и ангидрита светлая: белая, розовая, желтоватая, голубовато-серая, ноиногда и темная. Белые разности получили название алебастра. Гипс легко отличается от ангидрита по твердости (легко чертится ногтем). В условиях повышенных давлений и температур гипс и ангидрит ведут себя подобно каменной соли и, наряду с нею, могут играть роль покрышек в нефтегазоносных комплексах. В промышленных масштабах используется в цементной промышленности, химической и др. Фосфатные породы. К ним относят осадочные породы, относительно обогащенные фосфатными минералами (более 25%), такими, как апатит и его аморфная разновидность - коллофанит. Породы эти объединяют под общим названием фосфориты. Студентам предлагается обратить внимание на относительно небольшое содержание компонентов, определяющих название породы. В зависимости от состава и структуры основной массы порода микроскопически может быть неотличима от песчаников, глин, известняков и других пород. Определится фосфориты с помощью хроматических реакций. В фосфоритах может присутствовать значительное количество органогенных остатков в виде раковин и слепков различных организмов, сложенных фосфатом или кальцитом. Образуются фосфориты в пределах шельфовой зоны за счет выноса фосфатных соединений из более глубоких частей морского бассейна и химического его осаждения с участием живых организмов. Алюминистые, железистые и марганцевые осадочные породы. Эти породы содержат разное количество окислов и гидроокислов соответствующих металлов и являются зачастую рудами этих металлов. В названии они расположены в порядке увеличения растворимости их соединений. Образуются при выветривании магматических пород, богатых соответственно алюминием, железом и марганцем, при этом плохо растворимые оксиды и гидрооксиды этих элементов обогащают возникающую кору выветривания, образуя, так называемые, элювиальные залежи. При 66 размыве элювиальных образований эти соединения могут концентрироваться в переохлажденном состоянии, образуя осадочные пластовые залежи. Алюминистые породы представлены бокситами. Макроскопически это пелитоморфные, очень похожие на глинистые, породы. Плотность около 2,5. Твердость обычно 2-4. Окраска разнообразная, наиболее обычны белые и кирпично-красные цвета. В промышленных целях используют бокситы, содержащие не менее 25-45% окиси алюминия. Железистые осадочные породы представлены, главным образом, бурыми железняками и сидеритами. Содержание железа в них не должно быть ниже 20%. Бурые железняки (лимониты) сложены гидроокислами железа. Окраска характерна бурая до черной. Структура пелитоморфная, оолитовая, встречаются охристые разности, иногда натечные формы и конкреции. Сидериты образуют сплошные массы мелкозернистой структуры, желваки и конкреции в глинистых породах. Марганцевые руды (содержание марганца не менее 10%) представлены либо черными окисными рудами от плотных до сажистых разновидностей, либо серорозовым родохрозитом. Залегают в виде пластовых тел, либо в виде линз и конкреций. Каустобиолиты Каустобиолиты природные горючие образования органического происхождения. Их основными составными частями являются органические углеродистые соединения. Кроме того, в каустобиолитах могут присутствовать окаменевшие остатки организмов и примесь обломочных и хемогенных компонентов. Содержание минеральной частит обычно составляет 5 – 10 %, но в некоторых разновидностях пород до 50 % и более. Окраска пород преимущественно темная – черная, коричневая, серая с зеленоватым или коричневатым оттенком. Встречаются и светлоокрашенные разности. Каустобиолиты подразделяются на две группы: угли и битумы. Ряд ископаемых углей объединяет бурый уголь, каменный уголь, антрацит и горючие сланцы. К битумам относят природные горючие газы, нефть, асфальт, керит, антраксолит. 67