«МОСКВА НВДРА 2007 УДК 552.12(075.8) ББК 26.31 К89 Рецензенты: кафедра литологии, морской и нефтяной геологии Санкт-Петербургского государственного университета, д-р геол.-минер. наук, профессор, заведующий кафедрой ...»

В. Г. Кузнецов

ЛИТОЛОГИЯ

ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ

И ИХ ИЗУЧЕНИЕ

Допущено Учебно-методическим объединением вузов

Российской Федерации по нефтегазовому образованию

в качестве учебного пособия для студентов высших

учебных заведений, обучающихся по специальности

130304 «Геология нефти и газа» направления

подготовки дипломированных специалистов 130300 «Прикладная геология» и специальности 130202 «Геофизические методы исследования скважин»

направления подготовки дипломированных специалистов 130200 «Технологии геологической разведки»

МОСКВА НВДРА 2007 УДК 552.12(075.8) ББК 26. К Рецензенты:

кафедра литологии, морской и нефтяной геологии Санкт-Петербургского государственного университета, д-р геол.-минер. наук, профессор, заведующий кафедрой литологии и морской геологии МГУ им. М.В. Ломоносова О.В. Япаскурт Кузнецов В.Г.

К89 Литология. Осадочные горные породы и их изучение: Учеб. пособие для вузов. — M.: ООО «НедраБизнесцентр», 2007. — 511 е.: ил.

ISBN 978-5-8365-0278- Приведены основные сведения об осадочных горных породах, их составе, строении, распространении, классификации, главных составных частях пород и их определении. Описаны основные группы осадочных горных пород, механизмы и обстановки их образования, постседиментационные изменения, эволюция породообразования в истории Земли, теоретическое, общегеологическое и практическое значение конкретных пород. Рассмотрены основные методы изучения осадочных пород в целом и их отдельных типов, основные методы обработки аналитических данных.

Для студентов вузов — геологов и геофизиков, обучающихся по дисциплинам «Литология», «Нефтегазовая литология». Может быть использовано и при изучении геологических дисциплин студентами других специальностей.

© Кузнецов В.Г., ISBN 978-5-8365-0278- © Оформление.

ООО «Недра-Бизнесцентр»,

ВВЕДЕНИЕ

Литология — наука об осадочных горных породах, как и любая наука, состоит из двух тесно связанных и взаимно обусловливающих друг друга частей.

Первая часть составляет фактологическую основу науки, ее базис. В нее входит детальное изучение конкретного объекта литологии — отдельных осадочных горных пород: песчаников, глин, солей, известняков и т.д.

Таким образом, этот раздел литологии направлен на исследование и описание конкретных пород — их состава, строения (структуры и текстуры), свойств, вторичных изменений, условий залегания, механизмов и обстановок образования, эволюции в течение геологической истории и т.д. При общей схеме и методике изучения всех осадочных пород исследование каждой конкретной имеет свои специфические черты, поэтому и общие, и специфические методы изучения также составляют предмет этого раздела литологии.

Становление литологии началось именно с исследования и описания отдельных пород, и этот раздел обычно называют петрографией осадочных пород, т.е. в дословном переводе — описанием пород.

Каждая наука становится наукой в полном смысле этого слова только тогда, когда начинается теоретическое осмысление фактического материала по объекту своего исследования.

Естественно, что без глубокого знания самих пород не может быть и никаких теоретических обобщений.

Закономерно поэтому, что материалы исследования и описания отдельных осадочных пород потребовали теоретического обобщения и развития, описательная часть стала дополняться теоретическим осмыслением, обусловливая тем самым превращение петрографии (графия — от греч.

grapho — пишу) в литологию (логос — от греч. logos — понятие, учение).

Так сформировалась вторая часть науки об осадочных породах - теоретическая литология, которая исследует общие закономерности осадочного процесса и осадочного породообразования — его стадийность (процессы и обстановки обз разования осадочного материала, его переноса и осаждения, превращения осадков в породы и их дальнейшее существование и преобразование), обстановки осадконакопления, общие закономерности размещения осадочных пород в пространстве в зависимости от тех или иных условий (тектонических, климатических, палеогеографических и т.д.), общие закономерности строения осадочных толщ, эволюцию осадочного процесса, определяющие ее факторы и т.д.

Ясно, что эти две части тесно связаны друг с другом и дополняют друг друга. Нельзя, например, исследовать общую эволюцию осадочного процесса, не изучая эволюцию отдельных типов пород. Аналогично исследование только одной породы, сколь бы глубоким и детальным оно ни было, не позволит понять закономерности ее появления в том или ином месте и в то или иное время.

Вряд ли можно говорить о точной дате превращения петрографии осадочных пород в литологию, т.е. о времени появления теоретической литологии, но одним из важнейших рубежей является 1940 г., когда был опубликован трехтомник Л.В. Пустовалова «Петрография осадочных пород». Уже на первых страницах книги Л.В. Пустовалов определяет науку ее современным термином — литология, но отмечает, что «официальное название науки» — петрография, под которым она, в частности, «... фигурирует в научных планах высших учебных заведений... заставляет продолжать пользоваться несколько устаревшим термином». Важнее, однако, не приведенное высказывание, а суть, те теоретические положения, которые развивались в этой книге. Если до того в обобщающих работах и учебниках основное внимание уделялось описанию осадочных горных пород и лишь в самых общих чертах отмечались обстановки образования осадков и их преобразования в породы, то в вышеуказанной работе, которая была издана как учебное пособие, впервые были намечены основные закономерности осадочного процесса. Это было практически первое цельное и систематическое изложение сути новой науки и ее основных разделов, было показано, что осадочные горные породы — это закономерные ассоциации вещества, сформулированы основные положения об осадочной дифференциации вещества, эволюции и периодичности осадочного процесса, физико-химической наследственности и т.д. Разработанная Л.В. Пустоваловым структура литологии и выделение ее основных разделов — стадиального, седиментологического и эволюционного — прочно утвердилась в современной науке. Некоторые положения книги Д.В. Пустовалова опередили свое время. Так, академик А.Л. Яншин указал, что Д.В. Пустовалов является основоположником учения об эволюции геологических процессов вообще и его идеи в этом направлении послужили основой слома парадигмы принципа актуализма в геологии вообще.

Ряд научных представлений Д.В. Пустовалова не выдержал проверки временем, другие претерпели существенные изменения и развитие, но это не умаляет его заслуг и значения этой книги для становления и дальнейшего развития науки об осадочных горных породах в целом.

Это положение следует подчеркнуть особо, так как ряд даже последующих учебных и методических изданий ограничивался лишь описательным разделом литологии и очень скромно касался общетеоретических проблем.

В вузовских курсах литологии указанные разделы методически обычно излагаются и изучаются в разных формах занятий. Теоретическая литология полностью излагается в лекционной части курса, а характеристика осадочных горных пород рассматривается лишь частично. Основное изучение пород и освоение методов их исследования осуществляется на лабораторных занятиях.

Именно этому разделу литологии — петрографии осадочных пород и методам их изучения — и посвящено настоящее пособие, т.е. предназначено оно в значительной степени именно для лабораторных занятий. Это, естественно, не исключает того, что в нем рассматриваются и некоторые общие вопросы литологии.

Подготовка подобного пособия представляется актуальной, в том числе из-за отсутствия современных изданий подобного рода. Если общие учебники по литологии еще издаются (из относительно новых можно указать книги В.П. Алексеева (2001, 2005) и Р.С. Безбородова (1996)), то обстоятельная и во многом образцовая книга В.Т. Фролова вышла в издательстве МГУ им. М.В. Ломоносова в 1964 г., а аналогичное, но более краткое пособие Н.В. Логвиненко и Э.И. Сергеевой опубликовано в 1986 г., т.е. более 20 лет назад.

Каждый учебник и каждое учебное пособие ограничено рамками учебных планов и программ. Настоящее пособие составлено в основном в соответствии с учебными планами подготовки геологов-нефтяников, где объем дисциплины «Литология» существенно меньше, чем в общегеологических и тем более университетских программах. Поэтому здесь значительно ограничен набор изучаемых осадочных пород и соответственно описание методов их исследования. Основное внимание уделено наиболее распространенному и универсальному методу — изучению пород в шлифах под микроскопом, причем рассматриваются общие принципы и схемы описания шлифа осадочной породы и некоторые модификации для отдельных конкретных пород. В некоторых случаях дается краткая характеристика и других относительно несложных анализов, применяемых для тех или иных пород.

Более сложные и специфические методы упоминаются;

при этом рассматривается не технология метода, а указывается его возможность и решаемые им задачи. Это не исключает возможности в рабочих программах, в зависимости от технической оснащенности того или иного учебного заведения, проводить и осваивать и другие аналитические методы изучения осадочных пород. При этом можно воспользоваться как соответствующими более полными пособиями собственно учебной направленности, так и специальными инструкция ми.

Пособие состоит из трех внешне независимых, но тем не менее взаимосвязанных разделов. Первый (главы 1—3) включает общую характеристику осадочного комплекса и слагающих его пород — их состава, строения, а также основных составных частей — минералов, форм их нахождения и органических остатков. Второй раздел (гл. 4) в общем виде содержит сведения о методах исследования осадочных пород, и третий (главы 5 — 9) — характеристику основных групп осадочных пород. По возможности характеристика различных пород проведена по общей или, точнее, близкой схеме — выделение и характеристика пород, механизмы и условия их образования, эволюция в истории Земли, методы исследования, научное и практическое значение. Однако специфика каждой группы пород определила и некоторые различия — несколько различную рубрикацию и последовательность разделов, подробность изложения и т.д. Детализируется и адаптируется к каждой конкретной группе также схема изучения и описания шлифа, равно как и выбор рационального комплекса исследований вообще.

Из психологии обучения известно, что усвоить абсолютно всю информацию, изложенную в каком-либо издании, невозможно. Чтобы усвоить основные и важные положения, материал должен бьггь изложен в несколько большем объеме, с некоторыми повторениями. В противном случае — при строгом соответствии объема излагаемого материала требованиям программы — предполагается необходимость дословного зазубривания. В этом случае сознание само «отбраковывает» часть сведений, и усваивается, остается в памяти обычно самая важная, необходимая часть материала.

Очень четко эту мысль выразил директор Института всеобщей истории РАН, ректор Государственного университета гуманитарных наук академик РАН А. Чубарьян: «Учебник существует не для того, чтобы все запомнить. Если ученик запомнит 30 % — слава богу!» («Известия», 30 сентября 2005 г.).

«Процент усвоения» материала студентами должен быть больше, чем у школьников, но само положение, что учебники должны содержать некий «избыток информации», из которой согласно учебной программе усваивается наиболее существенная, наиболее значимая часть, бесспорно.

Исходя из этого объем настоящего пособия несколько шире того минимума, который должен усвоить студент, знать и использовать в работе будущий геолог-нефтяник. Указанное обстоятельство обусловливает и некоторые, иногда неоднократные, хотя и выраженные разными словами и в разной форме, повторения.

При написании учебника учитывалось, что студенты уже имеют общие представления об осадочных породах, полученные при изучении курса «Общая геология». Поэтому многие термины и понятия, особенно в названиях пород, используются в тексте до обоснования их выделения и детальной характеристики.

В настоящее время наша страна широко открыта в мировое сообщество, неизмеримо возросли научные контакты с зарубежными специалистами и организациями. Весьма широко стала доступна зарубежная научная литература, особенно на английском языке — языке международного научного общения, аналога латыни средневековой науки. Выпускникам отечественных вузов нередко приходится контактировать и работать с иностранными специалистами. Учитывая эти тенденции интернационализации наук, расширяющиеся международные связи российских специалистов, все более активное использование зарубежной и прежде всего англоязычной литературы, в пособии приводятся сведения о терминах и некоторых методических подходах, принятых в западной — европейской и американской — науке об осадочных горных породах.

Настоящий квалифицированный специалист не может ограничиваться знаниями и материалами только вузовского курса, он должен постоянно расширять и обновлять свои знания и свой кругозор. Его нельзя ограничивать школярским кратким списком «рекомендованной» литературы. Поэтому в пособии приведен относительно широкий список основной литературы — как отечественной, так и по возможности зарубежной. Надо добавить, что к научной литературе нельзя подходить бюрократически формально и схоластически, указывать и использовать в учебной литературе только издания последних лет. Так, идеи выдающегося отечественного ученого В.И. Вернадского остаются актуальными до сих нор, безотносительно изданы они в первой четверти 20 в. или в начале 21-го. Ряд монографий, методических изданий и других книг по литологии в целом и отдельным типам осадочных горных пород, опубликованных в середине и второй половине 20 в., могут быть и являются важными пособиями и источниками сведений при изучении осадочных пород, так как многие их материалы и положения просто тиражируются в более поздних изданиях, в том числе и учебных. В этом отношении требования давать в учебной литературе ссылки только на «новейшие» издания и ограничивать их число отражают чисто формальный подход к вопросу, ориентируют не на творческое усвоение предмета, а на узкое школярское запоминание «от сих до сих». Использование «старой» литературы ни в коем случае не снимает необходимости знакомиться с новейшими идеями и разработками, в том числе по материалам периодической печати. В области литологии основными изданиями являются журналы, среди которых можно отметить специализированные «Литология и полезные ископаемые», «Sedimentology», «Journal of Sedimentary Research», «Sedimentary Geology». Отдельные статьи по литологии печатаются также в журналах «Бюллетень МОИП. Отдел геологии», «Доклады Академии наук», «Стратиграфия. Геологическая корреляция», «Геология нефти и газа», «Геология и геофизика», «Геология и разведка», «American Association Petroleum Geologists, Bulletin», «Marine and Petroleum Geology», «Journal of Petroleum Geology».

В качестве приложений в данном пособии приведен небольшой терминологический словарь основных литологических терминов, а также список основных сайтов для использования интернет-ресурса.

Глава

ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ,

КЛАССИФИКАЦИЯ

И СТРАТИСФЕРА

Осадочные горные породы — это геологические образования, представляющие собой закономерные ассоциации минеральных, или органогенных, или тех и других продуктов, возникшие на поверхности литосферы и существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части земной коры. Это определение, данное.. Пустоваловым еще в 1940 г. (Пустовалов, 1940, т. 1, с. 21), до сих пор остается наиболее полным и наиболее удачным.

Оно отражает состав и способ образования (минеральный и органогенный), область образования (поверхность литосферы) и область существования (термодинамические условия внешней, поверхностной части земной коры) и, что очень важно, то, что это именно закономерные ассоциации. Наряду с магматическими и метаморфическими породами они образуют триаду пород, слагающих литосферу Земли и особенно ее верхнюю часть — земную кору. По подсчетам А.Б. Ронова (его данные по стратисфере, или осадочной оболочке Земли, на сегодняшний день, по-видимому, наиболее полные, детальные и аргументированные и использованы в дальнейшем изложении), общий объем осадочных отложений неогея (верхний докембрий — фанерозой) достигает 1130 млн. км3 (Ронов, 1993). Очень близкие цифры — 1104 и 1115 млн. км 3 — независимо были получены В.Е. Хаиным, Л.Э. Левиным и Л.И. Тулиани (1982), а также американскими геологами Дж. Соутемом и В. Хэем (Southam, Hay, 1981). Это составляет всего 11 % объема земной коры и 0,1 % общего объема всей Земли или 9 % массы коры и 0,05 % массы Земли.

Несмотря на столь небольшое, казалось бы, количественное значение, роль осадочных пород огромна. Они занимают почти 80 % общей площади суши (119 млн. км2 из общей площади 149 млн. км2) и примерно столько же — 76 % площади дна современного Мирового океана. Вместе с тем, несмотря на эту почти повсеместную распространенность, распределение мощностей и массы осадочных пород по площади весьма неравномерно. Максимальные мощности достигают, видимо, 20 — 25 км, а может быть и больше, в горно-складчатых областях, некоторых краевых впадинах платформ (типа Прикаспийской) и в прогибах окраин континентов. Практически отсутствует осадочный чехол только на щитах платформ (если исключить почвенный покров, который сам по себе тоже является осадочным образованием) и на срединноокеанических хребтах. Средняя мощность стратисферы для Земли в целом определяется в 2,2 км.

Общий объем осадочной оболочки континентов составляет 765-IO6 км3, континентальных окраин — 250·IO6 км3 и океанов - 115· IO6 км3.

Среди осадочных пород наиболее распространены в стратисфере Земли (без учета эффузивов) глинистые породы — 51,12 %; далее следуют обломочные породы (реально — песчаники, так как другие типы обломочных пород — конгломераты и т.д. — встречаются в глобальном масштабе весьма ограничено) — 25,0 %. Примерно таково же количество карбонатных пород — 20,4 %. На кремнистые породы приходится 2,3 %, на гипсы, ангидриты, соли — 1,2 % общего объема осадочных отложений. Поскольку в стратисфере имеются и вулканогенные образования и их количество оценивается в 12,7 % от общего объема данной оболочки, то с учетом этого доля чисто осадочных пород несколько ниже и для указанных выше пород равна соответственно 44,6, 21,8, 17,8, 2, и 1,1 %. Количественное значение других осадочных образований — фосфоритов, аллитов, лимонитов и т.д. — ничтожно, хотя их важное экономическое значение несомненно и не сопоставимо с их количественным распространением.

Очень велико теоретическое, общегеологическое значение осадочных горных пород. Они обладают очень высокой информативностью, ибо в них заключены сведения о механизмах и обстановках осадкообразования и осадконакопления и в более общей форме — о палеогеографии прошлых эпох.

Смена осадочных пород и их характеристик во времени, равно как и содержащихся в них остатков организмов, является основой изучения развития Земли, их исследование обусловило становление и развитие специфики геологии как науки исторической. Антологическое изучение осадочных пород лежит в основе многих геологических дисциплин. Так, в сочетании со структурной геологией литология лежит в основе геотектоники, а через учение о формациях является мощнейшим инструментом познания геологического строения и геологической истории Земли и ее отдельных регионов.

Осадочные породы имеют огромное экономическое значение. Так, в них сосредоточено практически 100 % мировых запасов горючих ископаемых (нефть, газ, уголь, горючие сланцы, торф), 100 % марганцевых, цирконо-гафниевых руд и калийных солей, 80 — 90 % железных, магниевых, титановых, кобальтовых, урановых руд и руд редкоземельных элементов, фосфоритов и серы, от 50 до 80 % медных, никелевых, оловянных, тантало-ниобиевых руд, львиная доля сырья для строительной, химической и других отраслей промышленности. В целом полезные ископаемые осадочного происхождения по своей общей стоимости составляют не менее 75 — 80 % общей стоимости всех полезных ископаемых, добываемых человечеством (Пустовалов, 1964). Примерно подобный порядок цифр сохраняется и ныне. Нельзя не отметить и такое важнейшее осадочное образование, как почвы — продукт биосферы и абсолютно необходимый фактор существования наземной биоты, и человечества в том числе.

Таким образом, практически вся жизнедеятельность человечества, само существование цивилизации в прямом и переносном смысле слова базируется и развивается на осадочных образованиях.

Сравнение среднего химического состава осадочных пород с составом гранитогнейсовой оболочки и земной коры в целом (где наряду с осадочными и кислыми магматическими породами присутствуют и, видимо, даже преобладают основные породы) показывает, что каких-либо кардинальных различий по содержанию главных компонентов не отмечается (табл. 1.1). Это касается как набора основных элементов (или оксидов), так и их концентраций. Вместе с тем некоторые важные отличия существуют. Из них прежде всего необходимо отметить повышенное содержание в осадочном комплексе кальция (в 2,5 раза больше, чем в гранитогнейсовой оболочке), резко повышенное содержание органического углерода, углекислоты, воды, а также летучих — серы, хлора, фтора (в 5 - 10 раз).

Интересно отметить и Некоторые изменения в отношениях содержаний ряда важных компонентов. Так, в осадочТ а б л и ц а 1. Средний химический состав осадочных пород Земля, гранитно-метаморфической оболочки и земной коры в целом (Ронов, 1980, 1993) эффузивами без эффузивов ческая оболочка Земная кора в целом ном комплексе трехвалентное железо преобладает над двухвалентным, а в земной коре это отношение обратное. Явление это связано с общей окислительной обстановкой зоны осадконакопления. Аналогичным образом соотношение натрия и калия меняется в осадочных породах в сторону последнего. Возможно, это обусловлено вхождением калия в состав глинистых пород — самых распространенных пород в стратисфере.

Различия же в минеральном составе магматических и осадочных пород неизмеримо более существенны, если не сказать кардинальны (табл. 1.2). Можно наметить три группы минералов: 1) встречающиеся как в магматических, так и в осадочных породах; 2) встречающиеся практически только в магматических породах; 3) встречающиеся практически только в осадочных породах. Среди первых это лишь салические минералы — кварц и полевые шпаты; при этом соотношения их в генетически разных породах существенно различны — в осадочных породах примерно вдвое увеличивается содержание кварца, но в 5 — 7 раз сокращается количество полевых Средний минеральный состав магматических и осадочных пород, % гематит плагиоклазы и относительно возрастает роль калиевых полевых шпатов. В осадочных породах практически отсутствуют фемические минералы (оливин, пироксены, амфиболы, биотит, магнетит), являющиеся породообразующими в средних и основных магматических породах (вторая группа минералов).

Основу же осадочных пород составляют новообразованные, характерные именно для них минералы — глинистые (каолинит, гидрослюды, монтмориллонит и др.), карбонаты кальция и магния, в меньшей степени сульфаты, галогениды (галоиды), лимонит, опал (третья группа).

Принципиальное различие между относительно близким химическим и резко различным минеральным составом магматических и осадочных пород видно на диаграмме А.Н. Заварицкого (рис. 1.1). В вершинах треугольника он скомпоновал оксиды, обладающие, по его мнению, разной геохимической подвижностью. Оказалось, что в этих координатах магматические породы при всем их разнообразии занимают Рис. 1.1. Треугольная диаграмма химического состава магматических и осадочных пород (по А.Н. Заварицкому, 1932).

Заштриховано поле составов изверженных пород лишь незначительную часть треугольной диаграммы. Осадочные же породы распространены по всему полю этой диаграммы, и лишь глинистые породы и граувакки соответствуют по своему химизму магматическим. Принципиально важно, что среди осадочных пород есть весьма «чистые» линии, т.е. мономинеральные породы, состоящие практически из одного минерала — кварцевые песчаники, трепела и опоки, известняки, доломиты, гипсы, соли и т.д. В этом проявляется открытое позднее, чем была составлена эта диаграмма, явление осадочной дифференциации вещества — глобально развитое и составляющее, по-видимому, один из характернейших и важнейших результатов осадочного процесса.

1.2. ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ И ИХ СОСТАВНЫЕ

Осадочная горная порода, равно как и любая другая порода, представляет собой особый уровень организации вещества, более высокий, чем минеральный уровень.

Каждый минерал обладает по крайней мере двумя необходимыми, внутренне ему одному присущими свойствами — химическим составом и внутренней структурой: аморфной или упорядоченной — кристаллической; в последнем случае определяющим является строение, структура пространственной кристаллической решетки. Именно эти два показателя обусловливают основные внешние черты минерала — симметрию и облик кристаллов, а также его свойства — цвет, твердость, спайность и т.п. Горная же порода является закономерной ассоциацией минералов, поэтому она характеризуется, в основном, не химическим, а минеральным составом, и наличие мономинеральных пород (кварцевых песчаников, опок, ангидритов и т.д.) ни в коей мере не опровергает этого положения. Более того, именно на их примере наглядно виден абсолютный примат минерального состава над химическим. Например, при общем химическом составе SiO2 это может быть либо минерал кварц, и тогда состоящая из него порода будет кварцевым песчаником, либо халцедон, из которого состоят кремни, фтаниты и другие подобные породы.

Но сам по себе набор минералов еще не определяет принадлежности к той или иной конкретной породе. Это положение легко проиллюстрировать несложным примером. Зададимся простым на первый взгляд вопросом: можно ли, а если можно, то как назвать породу, состоящую из кварца, калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов и небольшого количества слюд? Как правило, первый и поспешный ответ на этот вопрос достаточно типичен — гранит. Но ведь такой же состав имеют и многие песчаники. Следовательно, для того чтобы различить эти породы, необходимо использовать еще один показатель — структуру, т.е. характер слагающих породу фрагментов: кристаллов в первом случае и обломочных зерен во втором. Однако и введение этого показателя не всегда решает проблему. В рассматриваемом примере кристаллическую (точнее, кристалломорфную) структуру имеют как граниты, так и, при том же минеральном составе, — гнейсы.

Для разделения этих пород необходим еще один показатель — характер взаимного расположения слагающих породу минералов, ее текстура. В гранитах она массивная, в гнейсах — полосчатая, гнейсовидная, связанная с ориентированным расположением кристаллов. Еще один пример из чисто осадочных горных пород. При одном и том же опаловом минеральном составе порода может быть опокой (с аморфной структурой), а может быть диатомитом (с органогенной структурой).

Таким образом, для определения и описания горной породы требуется охарактеризовать три необходимых и достаточных свойства или признака — ее минеральный состав, структуру и текстуру. Последние два понятия — структура и текстура — в отечественной научной литературе нередко объединяется единым термином — строение породы. Аналогичные понятия имеются и в зарубежной литературе. В английском языке это fabric, в немецком das Gefiige.

Характер осадочной горной породы, ее состав, во многом структура и текстура определяются соотношением основных составных частей, или, точнее, генетических составных частей породы. Они подразделяются на две большие группы (табл. 1.3). Первая — аллотигенные (аллохтонные) компоненты. Это фрагменты, принесенные в данную породу извне, уже сформировавшиеся где-то в других местах и часто в результате иных, неосадочных процессов. Вторая группа — это аутигенные (автохтонные) компоненты, которые образуются на месте своего нахождения — in situ. При этом время образования последних не лимитируется. Другими словами, это могут быть компоненты, отложенные на стадии седиментогенеза, но они могут образоваться и в результате постседиТ а б л и ц а 1. Основные составные части (компоненты) осадочных горных пород По месту образова- По механизму образования ком- Примеры пород ния компонентов Аллотигенные — принесенные извне Аутигенные — об- Хемогенные (седиментационные, Гипсы, каменная ментационных процессов на стадии диа- или катагенеза. Разделение их по времени, по стадиям образования — это отдельная задача, решаемая стадиальным анализом.

Среди аллохтонных в свою очередь выделяются два вида.

Наиболее распространенными и важными являются обломочные (кластические, кластогенные: от clast — обломок). Это обломки, образовавшиеся при разрушении более древних пород, вне зависимости от их типа, возраста, состава и происхождения, принесенные извне и отложенные чисто механическим путем. До недавнего времени синонимом этого типа был термин «терригенный» (от terra — земля, т.е.

образующиеся при разрушении суши). В настоящее время установлено, что породы океанического дна, не выходящие выше уровня моря, т.е. подводные, тоже разрушаются и образуют обломочные отложения из «собственного», океанического материала. Этот материал получил название эдафогенного. Таким образом, обломочные, или кластогенные, компоненты могут быть двух видов — терригенные и эдафогенные.

Другим видом аллотигенных компонентов являются вулканические продукты в виде обломков вулканических пород.

Среди них различают обломки, состоящие только из вулканического стекла — витрокласты, только из кристаллов-вкрапленников или их агрегатов — кристаллокласты, и, наконец, из кристаллов-вкрапленников вместе со стеклом - вулканокласты. Обособление вулканогенного материала от обломочного, кластического обусловлено его специфическим происхождением за счет вулканических извержений, а не путем разрушения более древних, в том числе уже застывших вулканических пород.

Автохтонные (аутигенные) компоненты также подразделяются на два типа. Полностью аутогенными являются химически осажденные (хемогенные) образования, причем, как указывалось выше, не важно, образовались они в процессе седиментации, при диа- или катагенезе. Практически автохтонными являются и органические образования в виде остатков скелетов организмов: как одиночных, так и колониальных, как внутренних (кости), так и внешних (раковины).

По сути дела мы имеем здесь дело с биокостным веществом, т.е. минеральными соединениями разного состава, образовавшимися в результате жизнедеятельности организмов.

Лишь незначительная часть органогенных компонентов имеет аллохтонный характер — углистые включения, принесенные с суши в морские отложения, остатки активно плавающего нектона и некоторые другие. Однако это все-таки исключения, и их количественная роль весьма незначительна. В абсолютном большинстве случаев даже перенос органических остатков после отмирания организмов не только осуществляется в пределах того же бассейна седиментации, но и происходит на очень небольшие расстояния, т.е. практически они;

захороняются там же, где и образуются.

Таким образом, основную породообразующую роль играют четыре генетически различные составные части — вулканогенная, обломочная, органогенная и хемогенная. Совершенно ясно, что наличие всех составных частей в одной породе не только не обязательно, но и весьма редко. Встречаются породы, образованные одной из этих частей (например, гипс или ангидрит), однако наиболее обычны породы, где присутствуют две-три составные части (например, песчаник с карбонатным цементом или такой же песчаник с остатками раковин).

Само же наличие тех или иных составных частей, их набор и количественные соотношения обусловлены составом участвующих в образовании осадочных пород веществ, условиями и механизмами их образования и преобразования.

Важно отметить, что это именно ведущие, породообразующие компоненты, так как роль других (чаще всего указывается на космический материал) ничтожна.

ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Строение осадочной горной породы, как указывалось выше, характеризуется двумя показателями — их структурой и текстурой. Под структурой породы понимается совокупность признаков, определяемых морфологическими характеристиками отдельных составных частей породы, т.е.

слагающих ее фрагментов — их типом, формой, размером, однородностью или неоднородностью этих размеров и т.д.

Эти показатели частично определяются при визуальном изучении образцов, штуфов, а иногда и естественных обнажений и горных выработок. Так, лишь в обнажении можно определить структуру крупногалечных конгломератов; структура гравелитов, дресвитов, некоторых органогенных известняков может быть установлена в образцах (для этих целей иногда очень хороши пришлифовки). Многие же структуры, если не большинство их, более надежно устанавливаются и подробнее описываются в шлифах под микроскопом. В зависимости от размерности фрагментов, т.е. возможности изучать структуру невооруженным глазом или под микроскопом, различают макроструктуру и микроструктуру.

Под текстурой понимается характер взаимного расположения, пространственного взаимоотношения фрагментов породы. Другими словами, это сложение породы, обусловленное ориентировкой составных частей породы, типом их взаимного расположения, способом выполнения пространства. Текстуры, как правило, более «крупноразмерны», выделяются и описываются в поле и крупных штуфах. К текстурам относится большинство видов слоистости (типичная текстура именно осадочных пород), знаки ряби и т.д. Ряд текстур неплохо виден и в отдельных образцах, но чаще всего текстура породы в образце, а тем более в керне из-за их относительно небольших размеров определяется как массивная, что отнюдь не отражает истинной текстуры породы (см. далее — раздел 1.3.1). Вместе с тем некоторые виды текстур удается наблюдать и в шлифах. К ним относится микрослоистость, в том числе градационная, микростилолиты и т.д.

Достаточно сложными могут быть соотношения структур и текстур для породы в целом и отдельных слагающих ее элементов. Наглядным примером этого является, в частности, оолитовый известняк. Поскольку основной породообразующий компонент породы — оолиты — имеют свои размеры, форму, однородность и т.д., для подобной породы с полным основанием используется термин «оолитовая структура» или «известняк оолитовой структуры». Вместе с тем сами оолиты состоят из особым образом расположенных кристаллов, т.е.

имеют свою внутреннюю кристаллическую структуру, а своеобразие расположения агрегатов этих кристаллов в пространстве и друг относительно друга определяет и свою внутреннюю текстуру конкретного оолита. На этом примере еще раз можно убедиться в иерархичности геологических образований, наличии разных уровней организации. Так, на уровне оолита его структурой будет кристаллическая, а текстура концентрическая и радиально-лучистая. На уровне же породы оолиты выступают уже как компонент породы, и структура породы будет оолитовая.

Подобные сложности определяют то обстоятельство, что установить четкую грань между структурой и текстурой при петрографических исследованиях, особенно стандартных и массовых, удается далеко не всегда. Это иногда приводит к тому, что под структурой понимается лишь строение, устанавливаемое при микроскопических исследованиях, а под текстурой — при макроскопических. Как ясно из приведенг ных выше материалов, подобные представления не обосног ваны. Вместе с тем нельзя не признать, что текстуры в целом являются более «крупноразмерной» чертой строения породы, чем структуры. Подобные нечеткости не отрицают важности и необходимости различать эти понятия, а главное, характеристики, связанные с особенностями строения слагающих породу фрагментов (структур) и их взаимным расположением в пространстве (текстур).

Строго говоря, дословный перевод латинских слов структура (structura) и текстура (textига) весьма близок и означает строение, взаиморасположение и связь составных частей, поэтому использовать буквальное значение этих терминов неправомерно, они как бы потеряли свой первичный смысл и имеют ныне самостоятельное и отличное друг от друга значение.

Следует, наконец, отметить еще одно обстоятельство, являющееся, видимо, следствием первично близкого значения этих терминов. В англоязычной литературе термины structure и texture часто употребляются в прямо противоположном смысле, нежели в литературе отечественной и немецкой (die Struktur и die Textur), т.е. характеристика фрагментов породы описывается термином texture, а их взаимное расположение — siruciure. Вместе с тем многозначность слова «структура» не позволяет утверждать, что такой перевод (structure — текстура, texture — структура) всегда однозначно правильный. По контексту иногда, хотя и не часто, может быть «прямое», соответствующее русскому значение.

Поскольку изучение горной породы в поле, а также в лабораторных условиях и на лабораторных занятиях в учебном процессе начинается с описания образца породы, рассмотрим вначале более «крупноразмерные» характеристики породы, т.е. ее текстуру, и лишь затем структуру, которая, как отмечалось выше, чаще изучается в шлифах.

Иллюстрации и описания многих текстур и структур осадочных горных пород имеются в специальных изданиях («Атлас текстур...», т. 1, 1962, т. 2, 1969, т. 3, 1973; «Атлас структур...», 1974; «Осадочные породы...», 1987, 1990), многочисленных работах, посвященных более конкретным объектам (например, Ботвинкина, 1962; «Обстановки осадконакопления...», 1990; Рейнек, Сингх, 1981 и др.), а также в прекрасно выполненных в цвете зарубежных изданиях («А Color Illustrated...», 1978, 1979; «Sandstone Petrology», 2002; Scholle, Ulmer-Scholle1 2003).

ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

Текстуры осадочных пород чрезвычайно разнообразны; многие из них образуются при определенных условиях и поэтому имеют очень важное генетическое значение, происхождение других до сих пор неясно. Нет, естественно, и сколько-нибудь всеобъемлющей систематики текстур. В первом приближении большую часть текстур можно объединить в три группы — слоистые, внутрислоевые и на границах слоев.

Слоистость является одним из наиболее характерных свойств осадочных образований, недаром осадочную оболочку Земли называют стратисферой (от лат. stratum — матрас, настил, пласт). Она выражается в чередовании слоев разного петрографического состава (известняки — доломиты, песчаники — глины), разной гранулометрии (песчаники мелко- и среднезернистые и др.), разного цвета или любых других показателей. Образование слоев связано с изменением условий седиментации, и очень часто они обособляются друг от друга поверхностями наслоения (слоевыми швами), которые отражают либо краткие паузы в седиментации, либо Схема подразделения слоев по их мощности (толщине) Атлас текстур..., 1962, ные Слои (beds) Кварц, опал, халцедон, иногда Мусковит Кварц, халцедон, микроклин, ортоклаз, плагиоклазы, гипс, хлориты Мусковит, араго- Плагиоклакование — ор- ное — Угасание Таблица для определения в шлифе прозрачных породообразующих минералов < 1,500 Опал шагрень, сильный отрицательный рельеф рицательный ложительный П р и м е ' а н и е. Спло UUюй линие!Й подчеркнутьJ ми ае алы окраше;нные!, )гнктирн ой — мин 1залы, коте>Рые могут иметь ложн ую окрас ку за сч ет сильной шагрени (нш1рим(ф. опал, сидер]лт), РОД)i C O разрушен ия (наприме Р. плагиокTTB лазы), вклю чений (на1нример галит, до ломит), пс 2,7 г/см 3 ), группируются — более тяжелые по сравнению с жидкостью — оседают на дно сосуда, а более легкие — концентрируются в поверхностном слое. Зерна минералов, плотность которых близка к плотности жидкости, будут находиться в ней во взвешенном состоянии. Разделение в тяжелых жидкостях проводится в специальных делительных воронках.

Они представляют собой стеклянный сосуд конической формы с притертой пробкой наверху и хорошо подогнанным краником внизу.

Минералы с плотностью большей, чем плотность жидкости, составляют так называемую тяжелую фракцию, или группу тяжелых минералов, а более легкие — легкую фракцию, или группу легких минералов.

Жидкости, применяемые для разделения, должны обладать способностью в течение длительного времени сохранять постоянную плотность, прозрачность и не оказывать химического воздействия на минералы. В настоящее время известно большое число тяжелых жидкостей, из которых в петрографических лабораториях наиболее часто применяются жидкость Туле и бромоформ.

Жидкость Туле — водный раствор двойной соли — иодистой ртути и иодистого калия (HgJ2-KJ), желтого цвета, с максимальной плотностью 3,17 — 3,19 г/см 3. К числу ее достоинств относятся нелетучесть и легкая растворимость в воде, благодаря чему можно получать жидкости необходимой плотности и промывать фракции минералов водой. Однако жидкость Туле относится к числу сильно ядовитых и поэтому работу с ней приходится проводить обязательно в вытяжном шкафу и в резиновых перчатках.

Б р о м о ф о р м — бесцветная жидкость состава CH2Br3 с максимальной плотностью 2,85 г/см, легко растворяется в спирте, бензоле и эфире, быстро фильтруется, химически нейтральна. Недостатком бромоформа является его легкая испаряемость, сильный и стойкий запах, неустойчивость (легко разлагается под действием света и солнечных лучей) и нес м е ш и в а е м о с т ь с водой. Вследствие этого жидкость должна храниться в темной склянке, разделение проводится под тягой в закрытых воронках, а полученные фракции тщательно промывают спиртом, бензолом или эфиром.

Р а з д е л е н н ы е таким образом фракции промывают, высушивают и исследуют под микроскопом в постоянных или в р е м е н н ы х препаратах. Методика изготовления таких препаратов и, частично, их анализа описана в гл. 2.

Задачей химического анализа пород является определение состава основных слагающих ее элементов, чаще выражаемых в виде оксидов. Полный, или силикатный, анализ, когда определяется практически весь набор породообразующих элементов, из-за своей сложности и относительно высокой стоимости используется достаточно редко. Значительно более широко проводится карбонатный шестикомпонентный анализ с определением нерастворимого остатка (Н.О.), полуторных оксидов (R2O3 — сумма Fe2O3, Al2O3 и др.), CaO, MgO, SO4 и CO2.

Знание химического состава необходимо при использовании осадочных пород как полезных ископаемых. При петрографических исследованиях совершенно необходимо пересчет результатов химического анализа на минералы проверить независимыми методами. Дело в том, что одинаковый набор элементов (оксидов) может дать разные минералы.

Особенно это характерно для карбонатных пород. Так, определенные соотношения CaO и MgO могут быть связаны с наличием минерала доломита, но при тех же содержаниях этих компонентов порода может состоять из арагонита (кальцита) и магнезита. Именно такая ассоциация установлена в ряде современных содовых озер. В процессе анализа при воздействии соляной кислоты магний может извлекаться не только из карбонатов, но и дополнительно «подтягиваться» из глинистых минералов. В этом случае при пересчете появляется доломит или даже магнезит, которых, однако, в реальной породе нет или их существенно меньше.

Другой пример. Такой распространенный оксид, как SiO2, входит в состав большого набора минералов. Это собственно кварц, халцедон, разнообразные силикаты (полевые шпаты, слюды, глинистые минерала), и его наличие ничего определенного по поводу минерального состава без независимых определений не дает.

Сами методы пересчета рассмотрены в разделе 4.2.1.

4.1.8. ЭЛЕКТРОННАЯ МИКРОСКОПИЯ Реальная разрешающая способность обычных оптических микроскопов, достигаемая при изучении шлифов, составляет 0,01—0,005 мм. При этом необходимо учитывать, что это в несколько раз меньше толщины стандартного шлифа, т.е. отдельные частицы и кристаллы таких размеров практически уже не исследуются.

Для изучения тонкодисперсных пород, и прежде всего глинистых, а также некоторых других используются электронные микроскопы, увеличение которых достигает миллиона раз, а разрешающая способность составляет Ю - 9 — IO -10 м.

В электронных микроскопах просвечивающего типа на экране видны контуры изучаемых частиц, что позволяет определять их размер и форму, а по ним иногда и минеральный состав.

Принцип работы растровых (сканирующих) электронных микроскопов иной — электронный луч пробегает по поверхности свежего скола породы, покрытого путем напыления тончайшей пленкой металла для отражения электронов, сканирует ее и в виде весьма четкой, практически объемной картины выдает на экран. Тем самым изучается размер и морфология, т.е. структура фрагментов, и на этой основе — их минеральный состав. Структура и взаимоотношения фрагментов породы позволяют выявлять следы переноса, аутигенность, относительную стадийность образования и т.д.

Большим достоинством этого метода является возможность широко менять масштаб изображения за счет изменения увеличения от нескольких десятков до полутора сотен тысяч раз.

Благодаря этому можно изучать не только очень тонкодисперсные глинистые минералы, но и морфологию более крупных кристаллов, остатков раковин, характер поверхности аморфных выделений, структуру порового пространства, характер его заполнения и т.п.

4.1.9. РЕНТГЕНОСТРУКТУРНЫЙ АНАЛИЗ Методы рентгеноструктурного анализа основаны да явлении дифракции рентгеновских лучей от плоскостей кристаллической решетки. Поскольку кристаллическая рещетка разных минералов различна, по характеру дифрактограмм возможно определить ее структуру, а следовательно, и сам минерал. Наибольшее распространение эти методы получили при изучении тонкодисперсных глинистых пород и частично карбонатных. Именно эти методы позволили установить и описать две разновидности кальцита — обычный стабильный низкомагнезиальный и метастабильный высокомагнезиальный.

Важным достоинством метода является то, что возможно определение минералов как в мономинеральной породе, так и в полиминеральной, в частности, в смеси глин разного минерального состава.

4.1.10. ТЕРМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА При последовательном нагревании минералов с ними происходят различные изменения: как их физического состояния (плавление, испарение), так и, что более важно, химического состава. Последние, по сути дела, ведут к фазовым превращениям — потере воды, вначале кристаллизационной, затем конституционной, разложению на определенные компоненты и т.д. Все эти превращения сопровождаются либо выделением тепла (экзотермические реакции), либо его поглощением (эндотермические реакции), причем эти фазовые переходы и связанные с ними скачки температуры специфичны для каждого минерала. Такие термические эффекты фиксируют на термограммах в координатах «температура — время» либо в виде дифференциальной кривой в координатах «разность температур изучаемого вещества и эталона — температура среды (или время)». При этом в качестве эталона подбирается вещество, которое нагревается постепенно без изменения, т.е. без появления каких-либо термических эффектов.

Различные модификации термических анализов с успехом применяются при изучении глинистых и карбонатных пород (рис. 4.5).

200 400 600 800 1000 1200 0C 200 400 600 800 1000 1200 0 C Рис. 4.5. Дифференциальные кривые нагревания различных минералов (по В.П. Ивановой и др., 1974; «Методам изучения...», 1957).

а — карбонаты: 1 — кальцит; 2 — магнезит; 3 — доломит; 4 — доломит + 1 % NaCl; 5 — доломит с анкеритом; 6 — анкерит; 7 — доломит с магнезитом; S 9 — сидерит; 10 — брейнерит; 11 — родохрозит; 12 — арагонит; 13 — гидромагнезит.

б — глины и слюды: 1 — каолинит; 2, 3 — диккит; 4 — галлуазит; 5 — ферригаллуазит; 6 — бейделлит; 7 — мотмориллонит; 8 — нонтронит; 9 — монотермит; 10, 11 — иллит; 12 — аллофан; 14—16 — мусковит; 17 — гидромусковит; 18 — вермикулит; 19 — глауконит 4.1.11. СПЕКТРАЛЬНЫЙ И ИЗОТОПНЫЙ АНАЛИЗЫ Указанными выше анализами не исчерпываются методы изучения осадочных пород, хотя они, видимо, являются наиболее широко распространенными и используются при общей характеристике пород.

Существуют многочисленные методы анализов, которые, строго говоря, не характеризуют породу как таковую, но дают дополнительную информацию о ней, часто имеющую важное генетическое значение.

Одним из таких методов является спектральный анализ.

При очень высокой температуре вещество испаряется, слагающие его отдельные атомы за счет этой энергии возбуждаются и излучают специфические для каждого элемента спектры. Изучение этих спектров и сравнение их с эталонами позволяет определять набор элементов и их концентрации.

Спектральный анализ относительно дешев, обладает высокой производительностью и чувствительностью (для некоторых элементов до Ю-4— IO - 5 %), что позволяет устанавливать наличие и содержание нескольких десятков элементов, используя очень небольшое количество вещества. Вместе с тем, достоверное количественное определение концентраций имеет определенные ограничения — при содержании элемента в количестве целых процентов, а часто и десятых долей процента, его количественное определение невозможно. Поэтому метод используют для определения «малых элементов», содержание которых находится на уровне Ю - 2 —IO - 5 %, т.е.

именно тех, определение содержания которых химическими методами невозможно либо чересчур сложно. Наличие же тех или иных элементов, их соотношения часто дают очень ценную информацию о геохимических условиях образования и преобразования пород.

В настоящее время весьма распространено определение изотопного состава элементов, особенно стабильных изотопов углерода, кислорода, серы, а в последние годы — стронция и редкоземельных элементов.

Изотопный состав не характеризует породу с точки зрения ее состава, структуры и текстуры. Вместе с тем, исследования изотопного состава очень важны. Дело в том, что существует и установлен целый ряд природных процессов, которые ведут к фракционированию изотопов одного элемента, смещению изотопного равновесия по отношению к стандарту. Выявление такого смещения позволяет реконструировать механизмы, определяющие такие смещения и условия их оеализации. По изотопам кислорода, например, устанавливается палеотемпературы, по изотопам углерода м о ж н о судить 0 биогенном или абиогенном образовании карбонатов, со значительной долей вероятности разделять пресноводные и морские карбонаты и т.д.

4.2. МЕТОДЫ ОБРАБОТКИ И ГРАФИЧЕСКОГО

ИЗОБРАЖЕНИЯ ДАННЫХ АНАЛИЗОВ

Получение результатов аналитических исследоважнейший, но лишь первый этап их литологичеваний ското осмысления и использования. Данные анализов нуждаются в определенной дополнительной обработке. Это касается как данных по одному образцу, так и, в особенности, данных серии анализов. Подобная обработка и графические построения преследуют ряд целей:

— пересчет аналитических данных для точного названия породы, в том числе определения ее минерального состава;

— получение дополнительной характеристики породы;

— изучение изменений параметров пород (состава, структуры, текстуры, фауны, специфических минералов и др.), а также наборов пород по разрезу и по площади;

— определение условий образования отложений с помощью «генетических диаграмм» и др.

4.2.1. НЕКОТОРЫЕ МЕТОДЫ ПЕРЕСЧЕТА

АНАЛИТИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Прежде всего аналитические данные надо перевести в «литологическую форму» — пересчитать результаты химических анализов в минералы с обязательной проверкой независимыми методами, определенным образом пересчитать результаты гранулометрического анализа и рассчитать некоторые важные параметры, характеризующие структуру обломочной породы и т.д.

Результаты гранулометического анализа, как правило, сразу же рассчитываются при его выполнении и представляются в табличной форме (см. рис. 4.1).

Иногда результаты гранулометрического анализа могут быть представлены в частой для производственных организаций форме, где содержание отдельных компонентов рассчитано на всю породу. В таком виде они не удобны для определения породы. Во-первых, может оказаться, что содержание ни одной из фракций не достигает 50 %, т.е. по формальным соображениям эту породу нельзя назвать по преобладающему, но не составляющему 50 % компоненту. Во-вторых, в таком виде невозможно использовать их для нанесения на классификационный треугольник, где учитывается только обломочная, нерастворимая часть (см. далее).

Более же важно то, что нерастворимая обломочная и растворимая (чаще всего карбонатная) части генетически принципиально различны, и по сути дела для обломочных пород правильным является представление анализа в форме, где содержания размерных фракций рассчитаны на нерастворимую часть, а содержание растворимой дано отдельно. Поэтому если содержания фракций даны по отношению ко всей породе, значения необходимо пересчитать, приняв в качестве 100 % сумму всех нерастворимых фракций.

Припер пересчета. Результат анализа (в %): песок — 3,57, алеврит — 12,35, пелит — 70,78, растворимая часть — 13,60.

1. Рассчитываем суммарное содержание песчаной, алевритовой и пелитовой фракций, которое принимаем за 100 %: 3,57 + 12,35 + 70,78 = 86,70 = = 100%.

2. Пересчитываем содержание каждой фракции по отношению к их сумме:

содержание песка, %: 3,57:86,70 100 = 4,12;

содержание алеврита, %: 12,35:86,70 100 = 14,24;

содержание пелита, %: 70,73:86,70 100 = 81, Данные химических анализов представляются только в форме содержания породообразующих оксидов и требуют обязательного пересчета на минералы с обязательной, как указывалось выше, проверкой независимыми методами — данными микроскопического изучения шлифов, термического, ретгеноструктурного и других анализов.

Полный силикатный анализ в массовых литологических работах выполняется редко; методы его пересчета достаточно сложны, и в настоящее время создан ряд программ для соответствующих пересчетов. В качестве информации и использования одной из последних разработок в этом плане можно рекомендовать книгу Я.Э. Юдовича и М.П. Кертис (2000).

Значительно более широко используются сокращенные химические анализы карбонатных и солевых пород.

Методы пересчета результатов химических анализов изложены в специальных руководствах («Методы изучения...», 1957; Логвиненко, Сергеева, 1986 и др.). Для определения минерального состава карбонатных пород может быть использ о в а н относительно простой и в то же время достаточно над е ж н ы й метод переводных коэффициентов. В обычных карпородах содержания сульфатов, нерастворимого бонатных остатка и тем более полуторных оксидов обычно невелики, ими можно пренебречь и не пересчитывать. В итоге по сод е р ж а н и я м CaO, MgO и CO 2 необходимо рассчитать содерж а н и я минералов, пользуясь переводными коэффициентами, которые представляют собой отношения молекулярных масс соли (минерала) и соответствующих оксидов:

CaCO3 : CO 2 = 2,27;

CaCO3 : CaO = 1,78;

MgCO3 : CO 2 = 1,91;

MgCO 3 : MgO = 2,09;

CaMg(CO3)2 : CO 2 = 4,18;

CaMg(CO3)2 : CaO = 3,28;

CaMg(CO3)2 : MgO = 4,57.

Для получения количества минерала содержание оксида умножается на соответствующий коэффициент. Если в анализе отсутствует магний, т.е. из карбонатных минералов присутствует только кальцит, то расчет ведется только по CaO и CO2.

Содержание CaO умножается на 1,78, и получается содержание кальцита. Аналогично, содержание CO 2 умножается на 2,27, и также получается содержание кальцита. Как правило, значения, полученные двумя различными методами, достаточно близки, хотя и несколько различны. В этом случае без больших погрешностей можно использовать среднее значение.

Если порода содержит только доломит, то аналогичный расчет можно ввести по трем показателям — содержаниям CaO, MgO и CO2. Близость значений, полученных по трем оксидам, подтвердит чисто доломитовый состав карбонатной части породы. Если же значения по CaO окажутся выше, чем по MgO1 значит в породе кроме доломита имеется и кальцит;

в обратном случае, т.е. при дефиците CaO1 кроме доломита присутствует магнезит.

В наиболее общем случае — присутствия и кальцита, и доломита — расчет идет по следующей схеме. Вначале по MgO определяется содержание MgCO 3 с учетом переводного коэффициента 2,09, а по CaO — кальцита и подсчитывается их сумма. Затем по MgCO 3 с помощью переводного коэффициента CaMg(CO 3 ) 2 : MgCO 3 = 2,19 определяется содержание доломита. Наконец, вычитая из суммы (CaCO 3 + + MgCO3) содержание доломита, получим содержание в породе кальцита.

Можно пойти и несколько иным путем. По MgO определить содержание доломита (переводной коэффициент 4,57), затем определить, сколько в этом доломите связывается CaO (разделив содержание CaMg(CO3)2 на 3,28 или умножив это содержание на 0,3), полученное значение вычесть из определенного при анализе содержания CaO и по остатку определить содержание кальцита (т.е. умножить остаток CaO на 1,78).

В качестве примера рассмотрим расчет минерального состава по данным химического анализа, который дал следующие значения (в %): Н.О. = 17,11;

R2O3 = 1,28; CaO = 45,13; MgO = 1,15; CO2 = 35,39; сумма = 100,06.

1. Определяем содержание MgCO3: 1,15x2,09 = 2,40.

2. Определяем содержание CaCO3: 45,13x1,78 = 80,33.

3. Определяем сумму CaCO 3 + MgCO3: 2,40 + 80,33 = 82,73.

4. Определяем содержание доломита: 2,40x2,19 = 5,26.

5. Определяем содержание кальцита: 82,73 — 5,26 = 77,47.

Расчет вторым путем дает близкий результат 1. Определяем содержание доломита: 1,15x4,57 = 5,26.

2. Определяем количество CaO1 связанное в доломите: 5,26x0,3 = 1,58.

3. Определяем количество CaO, связанное в кальците: 45,13 — 1,58 = = 43,55.

4. Определяем содержание кальцита: 43,55x1,78 = 77,51.

Все эти и подобные расчеты существенно облегчаются при наличии компьютеров, для которых составляются соответствующие программы.

4.2.2. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ АНАЛИЗОВ

ДЛЯ УТОЧНЕНИЯ НАЗВАНИЯ

И БОЛЕЕ ПОЛНОЙ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОРОДЫ

Результаты аналитических определений используются прежде всего для уточнения названия породы и получения дополнительной характеристики ее состава, структуры и некоторых других показателей. Дело в том, что при полевом и вообще макроскопическом описании возможны определенные неточности в названиях пород, связанные с неточным определением структуры породы, некоторых минералов и особенно их количественных соотношений. Поэтому прежде всего необходимо сопоставить полевое определение породы с аналитическими данными, на основе чего конкретизировать, уточнить, а иногда и изменить первоначальное название породы и дать развернутую ее характеристику.

Как правило, название породы дается по той составной ее части, содержание которой составляет 50 % и более. Более подробно вопрос о названиях пород с учетом различных примесей рассмотрен в гл. 1 (раздел 1.4).

Для трехкомпонентных пород, а такие породы широко распространены в природе — песчано-алеврито-глинистые, гдинисто-известково-доломитовые и т.д., удобно пользоваться треугольными классификационными диаграммами. Такие диаграммы для отдельных пород и их характеристика приведены в соответствующих главах 5 и 7, а сама методика работы с треугольными диаграммами, нанесение на них аналитических данных, рассмотрена далее в разделе 4.2.3.

4.2.3. МЕТОДЫ ГРАФИЧЕСКОГО ИЗОБРАЖЕНИЯ

АНАЛИТИЧЕСКИХ ДАННЫХ

Очень важным также является правильное графическое изображение этих данных. Во-первых, иногда, как в случае с гранулометрическим анализом, специальные графики позволяют определять важные дополнительные параметры, характеризующие породу. Во-вторых, рисунки, чертежи неизмеримо более наглядны по сравнению с цифрами.

В-третьих, при наличии серии анализов набор цифр воспринимается с трудом или практически вообще не осознается, в то время как графическое их изображение позволяет сравнивать породы друг с другом, прослеживать их изменение по разрезу и по площади.

С некоторой долей условности способы обработки и изображения можно разделить на несколько видов. Во-первых, это графическое изображение данных одного образца, вовторых, серии анализов, что позволяет сравнивать породы или их совокупности между собой, в-третьих, это графики, показывающие изменчивость пород, их компонентов и свойств по разрезу, и, наконец, в-четвертых, рисунки, показывающие изменчивость этих показателей по площади.

При этом некоторые методы являются универсальными, т.е. могут использоваться для разных пород и разных анализов, другие являются узко специализированными и применяются для обработки и изображения лишь одного вида анализа.

ГИСТОГРАММЫ И СТОЛБЧАТЫЕ ДИАГРАММЫ

Одним из весьма распространенных и достаточно универсальных приемов изображения результатов анализов является построение гистограмм, или столбчатых диаграмм. Методику их построения можно показать на примере данных гранулометрического анализа, где они используются очень широко в качестве первого этапа графической обработки результатов.

Гистограмма характеризует распределение размерных фракций в образце и представляет собой ряд смежных прямоугольников, основанием которых на оси абсцисс служит размер фракций, а высотой по оси ординат — содержание фракций (в %), отраженное в соответствующем масштабе.

Поскольку размеры фракций обычно изменяются в пределах порядка и более (например, 0,05 — 0,1 и 1,0 — 2,5), по оси абсцисс, как правило, используется не арифметический, а логарифмический масштаб; тем самым основание мелкоразмерных фракций — глинистой и алевритовой — на графике расширяется, а крупноразмерных — сужается (рис. 4.6, а).

Если используется набор сит с постоянным отношением размеров фракций, т.е. отношение размеров ячей каждого сита к размеру предыдущего во всем наборе одинаково, то основания всех столбиков будут равны. При таком построении Рис. 6.1. Изменение ассоциации глинистых минералов в мезозойских отложениях Прикаспийской впадины с глубиной (по Б.К. Прошлякову) породы, производят природный флюидоразрыв, т.е. сами создают себе емкость и превращают глины в коллекторы. Промышленные залежи в коллекторах такого рода открыты в майкопских глинах Предкавказья, баженовской свите Запад- ной Сибири и других районах.

Второе следствие этой трансформации — появление свободной воды и ее удаление. Чисто механическое отжатие во-!

ды происходит в диагенезе и на начальных стадиях катагене-| за. При этом удаляется находящаяся в межзерновом про-!

странстве так называемая свободная вода, что ведет к сниже-| нию пористости породы. На значительных глубинах при пе-;

рестройке кристаллической решетки удаляется химически!

связанная вода, причем количества ее весьма существенны.:

Так, выделяющаяся при дегидратации межслоевая и пленоч- ная вода монтмориллонита составляет около 10—15 % от nep-j вичного объема осадка. Из физики известно, что вода — это!

практически несжимаемая жидкость, и выделившейся из кристаллической решетки воде надо где-то поместиться, куда-!

то деться. Если глины переслаиваются с изначально пористыми и проницаемыми породами, например, песчаниками, то она выжимается туда вместе с растворенными в ней компонентами, что ведет к вторичной цементации этих песчаников. Прорываясь к поверхности по трещинам и зонам разломов в области пониженных температур и давлений, эти горя- чие воды, содержащие в растворе различные соединения, на-!

чинают осаждать их, и образуются гидротермальные жилы, в том числе с рудной минерализацией, не имеющие ничего общего с эндогенным источником ни воды, ни переносимых ею компонентов.

Если же процессы трансформации и выделения воды происходят в мощных однородных глинистых толщах, то формируется система литогенетических катагенетических трещин.

Это, наряду с отмеченным выше образованием вторичной;

трещиноватости за счет образования углеводородов, ведет к| тому, что глинистые породы в форме аргиллитов приобрета- ют свойства коллектора.

6.7. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД

Исследование глинистых пород имеет свою специфику и достаточно сложно. Это определяется прежде всего и главным образом высокой дисперсностью, что делает практически невозможным или крайне затруднительным самый 0 бШ и универсальный метод изучения пород в шлифах под м и к р о с к о п о м. Кроме того, сложный и часто не постоянный с о с т а в глинистых минералов, сложная и разнообразная структура кристаллической решетки, наличие смешанослойНЬ1Х минералов, равно как и полиминеральных глин, требуют использования сложной дорогостоящей аппаратуры, далеко н е всегда имеющейся как в учебных заведениях, так и в научных и тем более производственных организациях. Другими словами, анализы эти, как правило, не могут быть массовыми.

Одним из наиболее полных и удачных пособий по исслед о в а н и ю глинистых пород является «Методическое руковод с т в о по петрографо-минералогическому изучению глин», составленное Ivi.ф. Викуловой. Безусловно, ряд положений сейчас перес м о т р е н, более широко внедрена некоторая аппаратура, появились и новые приборы. Вместе с тем, несмотря на то что р у к о в о д с т в о издано в 1957 г., оно до сих пор является важным и практически всеобъемлющим пособием по данной проблеме, которое широко используется и в новейших изданиях, в том числе учебных. Оно может быть с полным правом рекомендовано студентам для первоначального изучения глинистых пород и методов их исследования.

Сложности изучения глинистых пород определяют и широкий спектр исследования различных компонентов породы разными методами. Обобщенная схема такого комплексного исследования показана на рис. 6.2, взятом из указанного методического руководства. Ясно, что в вузовском курсе «Литологии», равно как и в большинстве научных и производственных организаций, весь комплекс не может быть использован, поэтому в данном пособии рассмотрены только наиболее общие методы, а для некоторых указаны лишь принципы, области применения и характер решаемых ими задач.

Изучение глинистых пород, как и всех других, начинается с макроскопического описания, где указывается цвет, пластичность, размокаемость, карбонатность, наличие тех или иных устанавливаемых визуально примесей и включений песчано-алевритового материала, остатков фауны и флоры, текстура и т.д. В обнажениях обязательно отмечается характер залегания, мощность пластов, взаимоотношения их с другими породами и т.д. В керне и при изучении образцов в камеральный период многие из этих показателей отсутствуют, но по возможности все видимые характеристики должны быть отмечены.

Методы, изучающие отдельные компоненты породы Рис. 6.2. Методы изучения глинистых пород (по М.Ф. Викуловой):

1 — полевое изучение; 2 — петрографическое изучение шлифа; 3 — гранулометрический анализ; 4 — химический анализ; 5 — термический анализ;

6 — спектральный анализ; 7 — изучение оптических свойств агрегатов ориентированных частиц глинистых минералов размером менее 0,001 мм; 8 — электронная микроскопия; 9 — электронографический анализ; 10 — рентгеновский; 11 — спектрофотометрический анализ; 12 — изучение инфракрасных спектров поглощения; 13 — минералогический анализ неглинистых минералов; 14 — изучение органического вещества; 15 — органические остатки — палеонтологические определения; 16 — изучение поглощенного комплекса катионов; 17 — определение водорастворимых солей; 18 — диализ и электродиализ; 19 — определение рН; 20 — определение Eh Возможности самого массового и стандартного метода изучения осадочных пород — в шлифах — в значительной степени ограничены: дисперсность основного породообразующего компонента — глинистых минералов — не позволяет определить или очень затрудняет определение самых важных его свойств — минерального состава по оптическцМ константам, формы и размеров частиц этих минералов и АРПри изучении глинистых пород под микроскопом следует п р е ж д е всего оценить количество глинистого материала и неглинистых д ^ ф е. Далее описывается общая характеристика основной г л и н и с т о й массы. Поскольку частицы отдельных глинистых м и н е р а л о в всегда меньше стандартной толщины шлифа (0,03 мм), то в шлифе, по сути дела, наблюдаются не отдельные частицы — кристаллы, а их совокупность, причем в каждой точке не менее трех частиц (при максимальном размере частиц 0,01 мм и толщине шлифа 0,03 мм). При этом на каждой границе этих частичек свет преломляется, двупреломляется и в итоге рассеивается. В результате в шлифе видна бол е е или менее однородная непрозрачная или полупросвечимасса. В зависимости от размеров частиц и наличия вающая тех или иных примесей она может быть серой, темно-серой, ж е л т о в а т о й, бурой, зеленоватой и т.д. Поскольку частицы г л и н и с т ы х минералов обычно ориентированы по-разному, то при введении анализатора все сразу они угасать не будут, но часть из них окажется в положении угасания, т.е. через породу будет проходить не весь свет, который проходил без анализатора. В результате эта однородная масса становится темнее, но при вращении столика микроскопа полностью не угасает (см. также гл. 2).

В некоторых глинах наблюдается беспорядочно-чешуйчатое строение, особенно когда в них имеются относительно крупные чешуйки гидрослюд. В этом случае на фоне серой и темно-серой более или менее однородной массы отмечаются светло-серые, желтоватые, золотистые волоски, чешуйки, штришки и т.д., которые и представляют собой частицы гидрослюд размером, по крайней мере, сопоставимым с толщиной шлифа.

В редких случаях, когда удлиненные, листоватые частички глинистых минералов осаждаются в очень спокойных водах, они ложатся субпараллельно друг другу и образуется ориентировано-агрегатное строение. При этом они формируют как бы один кристалл, поскольку чешуйки имеют одинаковую или, по крайней мере, близкую оптическую ориентировку. В этом случае при вращении столика микроскопа отмечается осветление и затемнение всего шлифа или его значительной части. При таком строении можно попытаться по оптическим константам определить минеральный состав. В общем же случае при стандартных описаниях шлифа, особенно полиминеральных глин, состав их определить не представляется возможным.

Исходя из наличия тех или иных примесей, можно выделить несколько основных структур.

Для «чистых» глин это пелитовая структура и ее некоторые разновидности, относящиеся, скорее, к микротекстурным характеристикам — беспорядочно-чешуйчатая, ориентированно-агрегатная и др.

При наличии тех или иных примесей выделяются и некоторые другие структуры. Достаточно часты песчанопелитовые, алевро-пелитовые структуры, когда глины содержат обломочный материал соответствующей размерности.

Другая нередкая структура — фитопелитовая, когда в глинах присутствуют форменные остатки растительности, в том числе спор, пыльцы, водорослей.

После описания структуры породы в целом и ее основной глинистой массы обязательно описываются и все примеси по" достаточно стандартным схемам, принятым при изучении обломочных пород, органических остатков, аугигенных минера- лов и т.д.

В шлифах отмечаются и важные текстурные, точнее, микротекстурные характеристики — микрослоистость, ооидное строение, линзовидность и т.д., которые, естественно, должны быть описаны.

Имеются некоторые относительно несложные методы определения минералогии глин — метод капли, окрашивания и др., однако они в целом не очень достоверны.

Достаточно простым лабораторным методом определения минерального состава глин является метод красителей (Веденеева, Викулова, 1952). Он основан на том, что глины разного состава и соответственно разного строения кристаллической решетки по разному адсорбируют красители и обмениваются с ними катионами с соответствующими изменениями цвета глинистой суспензии.

Основными красителями являются метиленовый голубой и бензидин, к которым в разных модификациях добавляются KCl (введение в систему ионов калия) и HCl (изменение рН среды). Метод неплохо работает при светлых окрасках глин.

Темноцветные глины, обогащенные органическим веществом,?

перед окрашиванием необходимо обесцвечивать перекисью водорода.

Для точных, и тем более количественных определений необходимы и более сложные методы, среди которых наиболее распространены термический, рентгеноструктурный анализы !стройная микроскопия. Суть и возможности этих аналий ** методов рассмотрены в гл. 4.

"^рентгеноструктурный vRT ypy и параметры кристаллической решетки, которые и ^ в о л я ю т определять минерал. Этот метод, вернее, ряд его н о В и д н о с т е й в настоящее время наиболее точный и в то P ^ в ремя достаточно массовый при специальном исследоваJ10H глин.

6.8. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ И ПРАКТИЧЕСКОЕ

ЗНАЧЕНИЕ ГЛИН

Уже сам факт широкого распространения глинистых пород, составляющих не менее половины объема всех о с а д о ч н ы х пород неогея, говорит об их важном значении в науке и практике. Минеральный состав глинистых пород несет часто важную генетическую информацию о климате и г е о х и м и ч е с к и х обстановках места и времени их образовании, что уже неоднократно отмечалось.

Напомним, что каолинит формируется в кислых средах (коры выветривания в областях гумидного климата, болота), м и н е р а л ы группы монтмориллонита и палыгорскит-сепиолиТа — в щелочных условиях: при выветривании в аридном климате, подводно-морских обстановках, содовых озерах и водоемах повышенной солености, которые часто отличаются и повышенной щелочностью, глауконит — практически всегда образуется в морских осадках и т.д.

Надо, однако, четко представлять, что прямые и однозначные выводы только по одному показателю делать весьма опасно, и они должны проверяться и другими независимыми данными. Более того, как показано выше, многие глинистые минералы в катагенезе переходят в гидрослюды, поэтому сама генетическая интерпретация гидрослюдистых глин далеко не однозначна — это могут быть как первичные гидрослюды, формирующиеся в определенных условиях, так и новообразованные, т.е. никак не отражающие первичного состава и соответственно условий их образования. Многие глины являются механически переотложенными, т.е.

также не связанными с геохимическими условиями их накопления.

Наличие кор выветривания, а глины составляют основу их петрографического состава, указывает на континентальные условия, спокойный тектонический режим и умеренно расчлененный рельеф. Глинистые толщи широкого площадного распространения характерны для эпох тектонической стабилизации и спокойного рельефа — как подводного, так и равнинного наземного, поскольку при высоком и расчлененном рельефе в бассейны седиментации в значительных количествах поставляется не глинистый, а песчано-алевритовый и даже более грубозернистый материал.

Не менее важно и прикладное практическое значение этих пород. Сами глины являются важными полезными ископаемыми. Они используются для производства фарфора и фаянса, различных керамических изделий, разнообразных стройматериалов и изделий — кирпича, черепицы, различных труб, в качестве важного компонента при производстве цемента и т.д. Многие глины — важные и высококачественные огнеупоры с температурой плавления до 1500 °С. Некоторые виды глин являются наполнителями при производстве резины, бумаги, отдельных сортов мыла и других продуктов. Обладающие высокими сорбционными свойствами глины группы монтмориллонита используются как отбеливающие средства во многих производствах, в качестве катализаторов в ряде химических производств. Достаточно подробно требования к глинам, используемым в различных производствах, рассмотрены Р.Э. Гримом (1967).

Уникальна роль глин как основного минерального вещества почв — основы производства всех пищевых продуктов, в том числе — в сельскохозяйственной деятельности человечества. Эта роль почв определяется содержащимся в ней органическим веществам и бактериям, но минеральным носителем этих веществ являются именно глины.

Отдельно следует отметить роль глинистых пород в геологии нефти и газа и вообще в нефтяной промышленности.

Глины, как отмечалось выше, часто содержат повышенные концентрации органического вещества, причем нередко сапропелевого состава, благоприятного для нефтеобразования.

Тем самым глинистые породы являются одними из важнейших, если не важнейшими нефтепродуцирующими отложениями.

Благодаря своей тонкозернистости и соответственно очень малым размерам пустот между отдельными частицами, диаметр фильтрующих каналов в глинах очень мал и породы практически непроницаемы, хотя могут обладать высокой пористостью. Поэтому выдержанные пласты глин достаточной мощности являются важными флюидоупорами — покрышками залежей нефти и газа.

Экранирующие свойства покрышек определяются двумя п о к а з а т е л я м и : свойствами собственно глин или, точнее, глин и с т ы х минералов и характером глинистых толщ (слоев, пачек иbт.д.) в целом. Другими словами, характеристика дается на A Y уровнях — чисто породном, на котором эти свойства з а в и с я т прежде всего от структуры и минерального состава глин, и н а уровне геологических тел, т.е. ассоциаций пород.

На первом, породном уровне наилучшими в этом отношении, т.е. обладающими самой низкой проницаемостью, являются глины монтмориллонитового состава. Это определяется несколькими обстоятельствами. Во-первых, они наиболее тонкозернисты, и, следовательно, размер межзерновых п у с т о т минимален, во-вторых, это глины набухающие, и, в-третьих, они обладают наиболее высокой адсорбционной с п о с о б н о с т ь ю. При набухании объем и, главное, размер пустот между глинистыми частицами сокращается и породы стан о в я т с я практически полностью непроницаемыми. Аналогично и воздействие высокой сорбционной способности, поскольку на частичках образуется толстый и прочно удержив а е м ы й слой воды, что резко сокращает размер пустот.

Второй уровень — уже характеристика геологического тела, сложенного глинами. Эти глинистые пачки становятся экранирующей толщей только по достижению определенной мощности, ибо маломощные пласты могут оказаться недостаточными для сохранения углеводородов, особенно газообразных.

Так, глинистая толща турона-дата, а иногда и палеоцена, мощностью более 600 м надежно изолирует огромные газовые залежи Уренгойского и Медвежьего месторождений в Западной Сибири. Глинистые пласты меньшей мощности в самом сеноманском комплексе разделяют его на ряд отдельных продуктивных пластов, которые, однако, гидродинамически связаны друг с другом. Глинистые толщи нижнего альба и нижнего турона экранируют газовые залежи, в том числе гигантского Газлинского месторождения в Западном Узбекистане. Для нефти с ее существенно меньшей миграционной способностью экранирующие глинистые толщи могут иметь меньшие мощности. В Волго-Уральской области маломощные глинистые пласты Малиновского надгоризонта являются покрышкой только нефтяных залежей турне, да и то иногда последние имеют общий уровень водонефтяного контакта с залежами в вышележащих песчаниках бобриковского горизонта. Это свидетельствует о гидродинамической связи залежей, т.е. фильтрация через маломощные покрышки в геологическом масштабе времен осуществляется. Другим показателем, влияющим на экранирующие свойства глинистой толщи, является ее однородность. Примесь алевритового и песчаного материала и тем более прослойки этих пород снижают экранирующие способности толщи в целом.

Имеет значение и состояние глинистых пород — пластичные это глины или уже плотные аргиллиты, которые могут быть микротрещиноватыми. Более того, в настоящее время показано, что трещиноватые аргиллиты могут быть и коллекторами, т.е. традиционное представление обо всех глинистых породах только как о покрышках не совсем точно. Промышленные запасы нефти обнаружены в глинистых породах майкопской серии в Предкавказье, в баженовской свите Западной Сибири и других районах.

Глинистый материал в цементе песчаников — традиционных и до сих пор важнейших коллекторов нефти и газа — оказывает негативное влияние на их коллекторские свойства.

При этом, кроме количества глинистого вещества, очень Кш,9 мД дыиое значение имеет и его минеральный состав, причем и цательное воздействие возрастает в ряду каолинит — ^!Дрослюда — монтмориллонит (рис. 6.3).

( С о д е р ж а щ и е с я в цементе минералы группы монтмориллоита, присоединяя воду, увеличивают свой объем в 3 раза и более· уменьшают поровое пространство и закупоривают фильтрующие каналы, снижая тем самым пористость и особ е н н о проницаемость. Аналогично влияет и высокая сорбцио н н а я способность глин такого состава. На их частичках всегда образуется достаточно толстый слой сорбированной воды, и такие водяные оболочки, также как и способность глин к набуханию, снижают коллекторские свойства пород.

О п ы т н о было установлено, что если в песок с проницаемом2 добавить каолинит в количестве 2 и 5 %, с т ь ю 60,3· 10" то коэффициент проницаемости снижается до 17,4· IO - и O112-10"12 м2 соответственно. Добавление таких же количеств монтмориллонита снижало проницаемость уже до 5,8·Ю~12 и 0,02· 10"12 м2. В серии других опытов (А.А Ханин) в п е с ч а н у ю фракцию размером 0,15 — 0,25 мм добавлялось 5 % монтмориллонита. При влажности такой смеси в 5 % проницаемость снижалась в 12 раз, а при влажности 15 % — в 35 раз.

Наконец, глины используются и в других областях нефтяной и газовой промышленности. Бурение глубоких скважин часто невозможно без использования бурового раствора — особым образом приготовленной глинистой суспензии, причем лучшими являются глины монтмориллонитовой группы — бентониты, которые образуют устойчивые суспензии. В ряде производств используются глины подобного состава и для очистки некоторых нефтепродуктов.

Глава

7 КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ

Карбонатные породы вместе с глинистыми и обломочными образуют триаду наиболее важных и распространенных пород осадочного чехла Земли. По эмпирическим данным различных авторов содержание карбонатных пород колеблется от 18 до 29 % от общего количества осадочных пород; согласно А.Б. Ронову (1993) они составляют 20,4 % объема всех осадочных образований неогея, при этом объем карбонатных пород равен 200,6· IO6 км3.

Карбонатные породы — это породы, более чем на 50 % сложенные минералами — солями угольной кислоты. Минералов такого состава в земной коре достаточно много (в крупных справочниках приводится описание не менее 70 минералов), однако набор пород резко ограничен. Как правило, это более или менее мономинеральные породы, поэтому их название — это, по сути дела, названия минералов во множественном числе или с добавлением суффикса «лит»: сидериты (сидеролиты), магнезиты (магнезитолиты), родохрозиты (родохрозитолиты), трона, состоящая из минерала — природной соды, однако абсолютно преобладают две породы: известняки, состоящие в основном из кальцита, и доломиты, состоящие из одноименного минерала. В группе известняков в виде самостоятельной породы иногда выделяют мел — породу специфическую по своим физическим свойствам, происхождению и распространению. В составе карбонатных пород обычно рассматриваются мергели — породы переходные к глинистым.

Для более глубокого изучения карбонатных пород можно ознакомиться с книгами В.Г. Кузнецова (1992, 2003), Дж. Петтиджона (1981), Дж. Уилсона (1980), И.В. Хворовой (1958), В.Т. Фролова (1993), Э. Флюгеля (Fluegel, 1982, 2004), М. Таккера и Райта (Tucker, Wright, 1990), а также обратиться к справочным изданиям («Атлас текстур...», 1969; «Атлас структурных компонентов...», 2005; «Карбонатные породы», 1970, 1971; Adams, MacKenzie, 1998; « Collor Illustrated...», 1978;

«Carbonate Depositional...», 1983; Scholle, Ulmer-Scholle, 2003).

7.1. ОСНОВНЫЕ ТИПЫ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Известняки — это породы, на 50 % и более состоящие из минерала кальцита. Современные известковые осадки в значительной мере сложены арагонитом (напомним, что арагонит имеет тот же химический состав, что и кальцит, но в отличие от тригонального кальцита имеет ромбическую сингонию) и высокомагнезиальным кальцитом, т.е.

кальцитом с неупорядоченной кристаллической решеткой, в котором содержание магния иногда достигает 8 %), однако эти минералы, особенно последний, неустойчивы, метастабильны и достаточно быстро уже в диагенезе переходят в кальцит, поэтому известняки, по сути дела, сложены кальцитом.

Кроме основного породообразующего минерала, в известняках в качестве примесей могут присутствовать доломит, глинистый материал, кремнезем (обычно в виде опала, халцедона, реже кварца), глауконит, обломочный материал алевритовой и песчаной размерности, оксиды и гидроксиды железа, пирит, органическое вещество и др.

Частое наличие в известняках того или иного количества доломита требует отмечать его при описании породы; при этом очень важно различать два понятия: «доломитность» и «доломитизация». Первое характеризует лишь наличие доломита в породе, поэтому термины «доломитовый известняк»

или «доломитистый известняк» отражают то или иное содержание в известняке доломитовой составляющей, что может быть определено химическим анализом, но не указывает на происхождение этого доломита. Второе же понятие указывает, во-первых, на процесс и, во-вторых, на его вторичность, наложенность на первичную породу (или осадок). В связи с этим термин «доломитизированный известняк» четко указывает на происхождение породы за счет постседиментационного изменения первичного известняка, что очень важно при реконструкциях условий карбонатонакопления и для характеристики породы как коллектора. В связи с этим использование термина «доломитизированный» возможно только после детального литологического, в том числе в шлифах, изучения породы и достоверного установления вторичности появления доломита в результате метасоматических процессов.

Доломиты как породы не менее чем на 50 % состоят из минерала доломита. Кроме этого доминирующего и определяющего само название породы минерала, в породах нередко присутствуют кальцит, глинистый материал, кремнезем, обломочный материал, оксиды и гидроксиды железа, реже палыгорскит, гипс, ангидрит, целестин, флюорит (в виде ратовкита), барит, пирит, органическое вещество.

Собственно терригенные обломочные примеси в виде алевритовых, песчаных и более крупных зерен в известняках и доломитах встречается довольно редко и в относительно небольших количествах, поэтому при их наличии к основному названию добавляется соответствующее прилагательное, образованное по правилам, изложенным в гл. 1.

Известняки и доломиты обычно светлые породы — от чисто белого мела до светло-серых, серых, зеленовато-серых или розовато-серых окрасок, обусловленных наличием примесей глинистого материала, а также оксидов железа разной валентности. Более редки темно-серые и почти черные породы.

Цвет последних обычно определяется присутствием значительных количеств дисперсного органического вещества, а иногда и появлением пирита (что обусловлено наличием этого органического вещества) и значительно реже — других сульфидов (например, галенита в стратиформных полиметаллических месторождениях).

Прочность известняков и доломитов различна и зависит от их структуры и степени цементации слагающих их фрагментов (см. далее). Существуют очень мягкие породы — мел, не очень прочные слабо сцементированные известняки биоморфной структуры и, напротив, весьма прочные кристаллические разности; доломиты обычно породы более прочные.

Столь же велик диапазон и плотности карбонатных пород — от высокопористых до сплошных монолитных, практически не пористых и очень плотных пород.

Мергели — тонкозернистые обычно мягкие светлоокрашенные породы. Это не просто породы, переходные от глинистых к карбонатным, — эти породы характеризуются специфическими структурами и самим принципом их выделения. Если основанием обособления тех или иных типов карбонатных пород, как и большинства других пород, является содержание основного породообразующего минерала не менее 50 %, то мергели — это породы, где содержание глиниматериала колеблется в пределах 25 — 75 %, а карбонатстого ного соответственно от 75 до 25 %. Более того, само по себе наличие соответствующего количества глинистого материала в известняке (доломите) не делает породу мергелем. В мергелях структура карбонатной части пелитоморфная или микрозернистая (т.е. размер кристалликов по крайней мере менее 0,01 мм) и глинистая и карбонатная части образуют равномерную гомогенную смесь. Если карбонатная составляющая мергеля представлена кальцитом, то породу называют просто мергелем или, реже, известковым мергелем, если доломитом — то доломитовым мергелем или домеритом.

Важным диагностическим признаком карбонатных пород является их реакция с 10%-ной, реже 5%-ной соляной кислотой. Известняки активно вскипают при взаимодействии с каплей кислоты, доломиты в массе практически не реагируют или реагируют очень слабо, но в порошке реакция идет достаточно активно. Аналогичным образом с кислотой взаимодействуют известковые и доломитовые мергели, но после реакции остается грязное пятно нерастворимого в кислоте глинистого материала.

7.2. ОСНОВНЫЕ СОСТАВНЫЕ (СТРУКТУРНЫЕ)

ЧАСТИ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

В самом общем виде карбонатная порода структурно представляет собой ассоциацию двух разнородных компонентов: форменных элементов и связующей кристаллической массы. Имеются и крайние случаи, когда порода практически полностью состоит из кристаллов (кристаллические доломиты, реже известняки, часто в той или иной степени доломитистые) или, реже, форменных элементов (коралловые известняки, чисто отмытые оолитовые известняки и др.).

Форменные элементы в западной литературе, а иногда и в отечественной, называют зернами (grains) или частицами {particles). Отсюда и другое название этих элементов — граноморфные.

Форменые элементы прежде всего можно разделить на две большие группы: скелетные и нескелетные; именно последние часто называют форменными элементами.

Скелетные зерна — это остатки организмов, как целые, так и в виде обломков. Раковинки мелких организмов — фораминифер, остракод, мелких гастропод и некоторых других форм — могут встречаться в виде целых ненарушенных остатков. Чаще же, особенно в случае крупных организмов, в породе находятся их обломки — детрит. Значительно раздробленные мелкие (обычно менее 0,1 мм) остатки, принадлежность которых тому или иному организму часто не определима, называются шламом.

Органогенная природа этих форменных элементов не вызывает сомнений, важно установить, остатки каких именно организмов встречены в данной породе, так как это часто позволяет более точно определить условия осадконакопления.

Весьма разнообразны нескелетные зерна. К ним относятся оолиты, пизолиты, сферолиты, онколиты, сгустки (пелоиды), пелетоиды, пеллеты, различные литокласты и др.

Оолиты — это округлые или эллиптические образования размером менее 2 мм с характерной внутренней структурой — наличием центрального ядра и концентрическислоистой и часто одновременно радиально-лучистой оболочкой (рис. 7.1). В последнем случае аналогично сферолиту Рис. 7. 1. Оолит. Отчетливо видно концентрическое и р а д и а л ь н о - л у ч и с г о е внутреннее строение. В центре оолита обломок кварца. Без анализатора· Северная Фергана. Палеоген (см. далее) при введении и анализатора образуется темный Подобные же образования размером более 2 мм назыкрест.

ваются пизолитами. В ряде оолитов в их центрах может нах о д и т ь с я обломок раковинки, некарбонатные частицы — о б ы ч н о зернышки кварца алевритовой размерности, иногда кристаллик кальцита — по-видимому, результат перекристалд и з а ц и и или постседиментационного заполнения первичной п о л о с т и — пузырька воздуха. Оолиты обычно считались хемогенными образованиями, однако получены многочисленные и достаточно убедительные свидетельства биогенного или, точнее, биохемогенного их происхождения (см. далее). В з а р у б е ж н о й литературе употребляется также термин ооид, к о т о р ы й практически синонимичен оолиту.

Сферолшпы — округлые или, реже, эллипсовидные образ о в а н и я с отчетливо радиально-лучистой внутренней структ у р о й, образованной радиальным расположением тончайших и г о л ь ч а т ы х кристаллов. В связи с этим при введении анализ а т о р а кристаллы, ориентированные параллельно нитям окуляра, угасают, в результате чего появляется темный крест.

При вращении столика микроскопа эти темные кристаллики выходят из положения угасания и осветляются, но на их место приходят другие, которые в этом положении угасают; в итоге темный крест сохраняется. Аналогичная картина часто видна и в оолитах, где имеется подобное радиальное строение. Сферолиты встречаются неизмеримо реже оолитов и, по-видимому, имеют диагенетическое происхождение.

Онколиты неправильной, но в целом округлой формы — образования размером от долей миллиметров до нескольких сантиметров с неправильно концентрической внутренней структурой (рис. 7.2). Образуются за счет жизнедеятельности обволакивающих цианобактерий, последовательно обрастающих со всех сторон перекатывающийся по дну обломок (см.

таже гл. 3).

Сгустки и комки — округлые или удлиненные стяжения микрозернистого или чаще пелитоморфного карбоната (см.