«А.В. Ежова ЛИТОЛОГИЯ Допущено Министерством образования и науки Российской Федерации в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности Геология нефти и газа направления подготовки ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ

Государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования

«ТОМСКИЙ ПОЛИТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»

А.В. Ежова

ЛИТОЛОГИЯ

Допущено Министерством образования и науки Российской Федерации в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности «Геология нефти и газа»

направления подготовки «Прикладная геология»

2-е издание Издательство Томского политехнического университета УДК 552.5(075.8) ББК 26.31я Е Ежова А.В.

Е41 Литология: учебник / А.В. Ежова; Томский политехнический университет. – 2-е изд. Томск: Изд-во Томского политехнического университета, 2009. 336 с.

ISBN 5-98298-498- В учебнике освещены общие закономерности литогенеза; приведены сведения о составе и распространении осадочных пород; охарактеризованы генетические признаки фаций разного типа; даны общие представления об осадочных формациях; рассмотрены условия, благоприятные для формирования и размещения региональных нефтегазоносных комплексов, природных резервуаров, пород-коллекторов и флюидоупоров.

Учебник предназначен для студентов, обучающихся по специальности 130304 «Геология нефти и газа».

УДК 552.5(075.8) ББК 26.31я Рецензенты Доктор геолого-минералогических наук, профессор зав. лабораторией геохимии и пластовых нефтей ОАО «ТомскНИПИнефть ВНК»

И.В. Гончаров Доктор геолого-минералогических наук, профессор зав. кафедрой петрографии ТГУ А.И. Чернышов ISBN 5-98298-498-1 © Томский политехнический университет, © Ежова А.В., © Оформление. Издательство Томского политехнического университета,

ПРЕДИСЛОВИЕ

Учебник «Литология» написан в соответствии с программой одноименной дисциплины для студентов специальности 130304 «Геология нефти и газа». Необходимость создания этого учебника обусловлена тем, что в библиотеках практически отсутствует литература по литологии, изданная в 8090-х годах, а новые учебники и учебные пособия издаются небольшими тиражами и поэтому мало доступны студентам, особенно заочникам.

Учебник предназначен для изучения основных закономерностей осадочного процесса, благоприятных для формирования залежей углеводородов. Учебник включает в себя следующие разделы:

• основы литогенеза – посвящается вопросам теории породообразования, выявлению общих закономерностей осадочного процесса, постседиментационным преобразованиям осадочных пород;

• петрография осадочных пород – рассматриваются вопросы классификации, состава и генезиса осадочных пород;

• основы фациального анализа рассматривается генетическое значение минералогического состава, структурно-текстурных признаков, органических остатков, формы осадочных тел; даются методы палеогеографических реконструкций;

• условия образования осадочных толщ – приводится детальная характеристика континентальных, морских и переходных фаций;

• литология природных резервуаров – рассматриваются условия, благоприятные для формирования и размещения региональных нефтегазоносных комплексов, а также вопросы формирования природных резервуаров и ловушек углеводородов, породколлекторов и пород-флюидоупоров.

Отличительными особенностями учебника А.В. Ежовой «Литология» является: компактное логичное обобщение и систематизация положений, приводимых в ранее опубликованных изданиях, справочниках, монографиях; изложение новых представлений с использованием материалов, полученных автором в процессе литологических, фациальных исследований и изучения пород-коллекторов; привлечение изображений пород в виде образцов и шлифов из коллекций, составленных автором; обилие графических изображений в виде многочисленных фотографий образцов пород, шлифов, а также таблиц, схем, фотографий геологических объектов, отображающих разные стадии литогенеза в зависимости от климата, тектонической обстановки и постседиментационных преобразований. В списке литературы указаны основные источники, которые могут быть использованы студентами для углубленной и самостоятельной работы. В дополнительный список включены издания, в которых с разной детальностью освещаются вопросы, не включенные в программу учебной дисциплины, но имеющие большое прикладное значение для литологических и фациальных исследований. Отдельно приведён список изданий, которые входят в комплект учебнометодической литературы по дисциплине «Литология» и научнопопулярных изданий, которые использованы для иллюстрации внутренних и внешних геологических процессов Земли.

Учебник подготовлен на кафедре геологии и разработки нефтяных месторождений Томского политехнического университета.

Автор выражает искреннюю признательность геологам (в большинстве выпускникам кафедры), благодаря которым были получены материалы для литолого-фациальных исследований и формирования учебных коллекций по дисциплине «Литология»: В.Г. Чертенкову, В.И. Васильеву, А.Е. Растрогину, А.И. Березовскому, М.А. Городникову, Г.И. Тищенко, Л.И. Егоровой, Н.А. Брылиной, Л.С. Бабиковой, Э.С. Крец, О.Н. Сухановой, М.С. Паровинчаку, Ю.Я. Ненахову, Н.П. Ковалёвой, А.Ю. Чикишеву, Ю.А. Чикишеву, В.А. Резниченко, Р.В. Гордееву, С.И. Седунову, М.А Дронову.

Автор выражает глубокую благодарность Т.Г. Перевертайло, А.А. Батретдинову, Е.Н. Осиповой, А.В. Осипову и особенно Л.В. Батретдиновой за оказанную помощь в оформлении учебника, а также канд. геол.-мин. наук, доценту В.К. Бернатонису и доктору геол.-мин.

наук, профессору В.П. Алексееву за поддержку и ряд ценных советов.

ВВЕДЕНИЕ

Литология – наука о современных осадках и осадочных породах.

Название её происходит от греческих слов: «литос» – камень, «логос» – учение. Это – одна из фундаментальных наук геологического цикла. Она всё шире внедряется в различные области геологических исследований, появляются новые научные и прикладные направления, связанные с литологией. В нефтегазовой литологии одними из главных направлений являются литология природных резервуаров, нефтегазопромысловая литология, литолого-фациальный, формационный анализ и т.д.

Литология тесно связана с другими науками геологического цикла – стратиграфией, палеонтологией, петрографией, кристаллографией, минералогией, исторической геологией, учением о нефти, геохимией и др.

В последние годы от литологии отделилась и получила быстрое развитие наука «Седиментология», изучающая обстановки современного осадконакопления в самых разнообразных физико-географических условиях. Данные этой науки позволяют реконструировать обстановки осадконакопления в прошлые эпохи.

В своем развитии литология как геологическая наука прошла 4 этапа:

1. Изучение осадочных отложений как составной части стратиграфического разреза. Происходило накопление фактического материала по современным осадкам и некоторым осадочным породам. Среди методов исследования преобладало визуальное описание с простейшими физическими и химическими испытаниями.

2. Сбор данных по осадочным породам и их предварительная интерпретация. Продолжалось накопление фактического материала, совершенствовалась методика исследования.

3. Развитие петрографии осадочных пород как самостоятельной дисциплины с упором на микроскопические методы исследования и лабораторные анализы несцементированных осадков.

На этом этапе, наряду с совершенствованием методов исследования, появляются крупные теоретические обобщения, касающиеся принципов слоеобразования, цикличности осадочного процесса, учения о фациях и т.д.

4. Трёхмерный анализ осадочных отложений как современных, так и древних. В этот период основное внимание уделяется изучению факторов, благоприятных для формирования и размещения осадочных пород, содержащих разнообразные полезные ископаемые, прежде всего, каустобиолиты, или горючие полезные ископаемые, имеющие огромное значение в народном хозяйстве.

Более подробно об истории литологии как науки и о заслугах выдающихся ученых в её развитии изложено в трудах [1, 3, 8, 10, 12].

По имеющимся статистическим данным 85–90 % ежегодного производства минеральных ресурсов приходится на осадочные породы и рудные месторождения. При таком положении практически невозможно перечислить и рассмотреть все минеральные продукты осадочного происхождения, используемые человечеством.

Осадочное происхождение имеет минеральное топливо – природный газ, нефть, уголь и горючие сланцы. Первые две разновидности заполняют поры (пустоты) в осадочных породах, тогда как две последние представляют собой собственно осадочные породы.

Осадочные отложения являются сырьём для керамического производства и изготовления цемента. К неметаллическим полезным ископаемым осадочного происхождения относятся песок и гравий, известь, формовочный песок и песок для стекольной промышленности, диатомит. Осадочное происхождение имеют минеральные удобрения: фосфориты, калийные соли.

Руды многих металлов извлекаются из осадочных отложений.

Сюда относятся большинство руд Fe и Al, некоторые руды Mn, Mg. Из россыпей добываются Sn, W, Au, Ti, Pt, драгоценные камни, а также некоторые редкие элементы, такие как Zr и Th.

Кроме перечисленных областей использования осадочных пород, необходимо отметить, что некоторые из них (особенно песчаники) являются резервуарами для хранения ценных флюидов, таких как нефть, газ, пресная вода, рассолы, из которых добывают I, Br, различные соли.

Экономическая значимость осадочных пород не исчерпывается их ценностью в качестве сырья или применения в различных целях. Образование осадков, перемещение их и отложение представляют интерес для специалистов в области инженерной геологии и геоморфологии.

ОСНОВЫ ЛИТОГЕНЕЗА

1.1. Общие сведения о процессах осадко- и породообразования Осадочной породой называется геологическое тело, возникшее из продуктов физического и химического разрушения литосферы, в результате химического осаждения и жизнедеятельности организмов или того и другого одновременно [8]. Осадочные породы представляют собой скопления минерального или органического вещества, образующиеся в условиях земной поверхности (на дне водоемов или на поверхности суши) как результат действия экзогенных процессов.

Основными компонентами осадочных пород являются:

• обломочная часть – продукты механического раздробления горных пород различного генезиса;

• хемогенная часть – продукты химических реакций, происходивших, главным образом, в водной среде;

• биогенная часть – остатки животных и растительных организмов в виде минеральных скелетных остатков или неполностью разложившихся органических тканей;

• вулканогенная часть – продукты вулканической деятельности;

• коллоидный материал – тонкодисперсные частицы величиной 1– 100 мкм (1х10–6 1х10–4 мм), образовавшиеся при тончайшем раздроблении обломочного материала;

• космическая часть – космическая пыль, метеориты.

• Значительный объем в осадочных породах часто составляют пустоты различного размера, заполненные жидкостями или газами.

В самом общем виде процесс образования осадочных пород можно представить в виде схемы: возникновение исходных продуктов; перенос и частичное осаждение осадочного материала на путях переноса;

осаждение осадочного вещества в водных бассейнах; преобразование осадков и превращение их в осадочные породы.

Таким образом, возникновение и изменение осадочных пород представляет собой ряд последовательных и закономерных процессов, которые включают в себя комплекс механических (физических), химических и биологических превращений.

Процесс породообразования носит название литогенеза. Основные положения теории литогенеза изложены в трудах выдающегося ученого, академика Н.М. Страхова [45].

Согласно его представлениям, в цикле процессов образования осадочных пород выделяется ряд стадий:

гипергенез – возникновение исходных продуктов для образования осадочных пород (результаты механического разрушения, химического разложения более древних пород, жизнедеятельности организмов, вулканической деятельности);

седиментогенез – перенос и осаждение вещества;

диагенез – совокупность процессов преобразования рыхлых осадков в осадочные породы в верхней зоне земной коры.

Условия осадкообразования определяются климатом, рельефом и геотектоническим режимом территории. Из этих трех факторов наибольшее значение имеет климат. По климатическому признаку Н.М. Страхов выделил следующие типы литогенеза:

• гумидный с климатом влажных зон, с положительными температурами большую часть года, с превышением количества осадков над испарением;

• аридный – с климатом пустынь и полупустынь, с дефицитом влаги;

• нивальный, или ледовый – с климатом полярных и высокогорных По источнику исходного вещества Н.М. Страхов выделил четвёртый тип литогенеза – эффузивно-осадочный, связанный с областями прошлой и современной вулканической деятельности.

Климатические, т.е. зональные типы литогенеза (гумидный, аридный и нивальный) установлены на суше и в водоёмах суши – озёрах, внутренних морях, а также в окраинных морях океана. Азональный (вулканогенноосадочный) тип литогенеза характерен как для суши, так и для океана. Вообще же, для океана характерен свой, особый, тип литогенеза, который Н.М. Страхов противопоставил типам литогенеза на суше. Специфика океанского литогенеза связана с огромными масштабами океанических бассейнов, высокой дифференциацией вещества по размеру частиц, накоплением основной массы осадочного вещества в гидродинамически активной зоне течений, малой чувствительностью литогенеза к климату.

В настоящее время ряд ученых – литологов (Н.Б. Вассоевич, Н.В. Логвиненко, О.В. Япаскурт, В.П. Алексеев и др.) в понятие литогенеза включают и стадии преобразования осадочных пород [12, 8, 10, 14, 1]:

катагенез – стадия химико-минералогического преобразования осадочных пород при погружении их в более глубокие горизонты литосферы;

метагенез – стадия глубокой переработки осадочных пород в условиях повышающихся давления и температуры и предшествующая метаморфизму.

Продолжительность процесса породообразования зависит от состава осадочного материала и может достигать сотен тысяч лет. Наступающая затем стадия существования породы может продолжаться сотни миллионов лет. Завершается эта стадия разрушением осадочной породы в случае выхода её на поверхность или превращением её в метаморфическую в случае глубокого погружения (рис. 1).

Рис. 1. Схема этапов образования и преобразования осадочных пород, Стадия гипергенеза представляет собой первый (подготовительный) этап образования осадочных пород. Гипергенез (выветривание) разрушение материнских пород на поверхности Земли и в её приповерхностной зоне.

В зависимости от того, какие факторы воздействия на породы являются главными, различают физическое и химическое выветривание.

Физическое выветривание выражается в механическом разрушении минералов и горных пород при изменении температуры, ударах и истирании.

Благодаря разным тепловым свойствам и анизотропии минералов, колебания температуры вызывает изменение объема минералов и ослабление связей между ними. В результате этого в породе появляются мелкие трещинки, в них попадает вода, которая, замерзая, расширяет их. Горная порода становится трещиноватой и разделяется на части или обломки. Обломки, отделяясь от общей массы породы, сосредотачиваются на разрушаемой поверхности и при малейших сотрясениях или под влиянием силы тяжести падают к подножью склонов, разбиваясь на более мелкие частицы (рис. 2). Продукты выветривания на склонах называются делювием, а у подножья склонов коллювием.

Рис. 2 Конусы осыпания, образующиеся в результате выветривания.

Большую работу производят текучие воды и волны прибоя, разрушающие прибрежные коренные породы (рис. 3).

Рис. 3. Разрушающее действие прибоя на прибрежные породы:

а) Восточное побережье Каспийского моря [60, т. 5];

Этот процесс, называемый абразией, приводит к образованию отдельных останцов, состоящих из наиболее крепких пород (рис. 4).

Рис. 4. Группа абразионных островов. Камчатка [94] Движущиеся ледники сглаживают свое ложе, механически раздробляя горные породы (рис. 5) и оставляя глубокие борозды на крупных глыбах (рис. 6).

Рис. 5. Валунное поле, образованное Рис. 6. Бараний Лоб с ледниковыми при механическом дроблении шрамами, по А.М. Горбачеву, 1973[24] коренных пород движущимся ледником. Эстония [60, т. 5] Деятельность ветра вызывает явления дефляции (выдувания, развеивания частиц) и корразии (обработки горных пород переносимыми ветром обломками). В результате образуются разнообразные причудливые формы эолового рельефа (рис. 7) и останцы выветривания (рис. 8).

Рис. 7. Формы золового рельефа:

а) Камчатка [94]; б) Якутия [87] Рис. 8. Останцы выветривания:

а) Хабаровский край [60, т. 1]; б) Турция [80] Органическая жизнь механически разрушает горные породы различными путями. Корневая система растений действует так же, как и замерзающая вода: корни, увеличиваясь в объеме в процессе роста, развивают в трещинах давление и разрывают породу (рис. 9).

Рис. 9. Участие растений в процессах физического выветривания. Кавказ, берег р. Куры, Физическое выветривание приводит к образованию обломков пород и минералов различной величины от крупных глыб диаметром в несколько метров до тонких частиц размером менее 0,005 мм (рис. 10).

Рис. 10. Продукты физического выветривания. Казахстан.

Продукты механического раздробления в виде обломков различной формы и размера, а также коллоидные частицы представляют собой уже готовый осадочный материал.

Химическое выветривание играет большую роль при образовании осадочного материала. Основными действующими силами этого процесса являются вода, кислород, углекислый газ, а также гуминовые и минеральные кислоты.

1. Вода является главным фактором химического выветривания, благодаря своим физико-химическим свойствам.

• Вода растворитель многих природных минеральных и органических соединений. Её растворяющая способность определяется полярной природой молекул воды. Атомы водорода и кислорода в молекуле воды соединяются с помощью ковалентной асимметричной связи (рис. 11). При этом атом кислорода «оттягивает» к себе большую часть электронного облака. Это даёт сильно электроотрицательному атому кислорода дополнительный отрицательный заряд за счёт присоединения электронов атомов водорода. Последние приобретают положительный заряд. Таким образом, молекулы воды обладают полюсами и являются электрическими диполями, т.е. обладают полярностью. Эта полярная природа молекул и обуславливает эффективную растворяющую способность воды по отношению к веществам с ионным типом связи (рис. 12).

Рис. 11. Образование полярной Рис. 12. Ионный тип связей молекулы воды посредством ковалентных связей Положительные и отрицательные концы диполей молекул воды присоединяются, соответственно, к отрицательным и положительным ионам вещества, нейтрализуя их заряды, в связи с чем происходит отрыв атомов, способствующий растворению вещества.

• Молекулы воды ориентируются относительно друг друга посредством водородных связей. С их помощью образуются тетраэдрические группы из четырёх молекул. Такие группировки молекул воды обуславливают её способность проникать по тончайшим капиллярам в породу.

Вода – слабый электролит, диссоциирующий на ионы Н+ и ОН– при любых температурах, однако, обычно степень диссоциации очень мала. При комнатной температуре в 1 литре дистиллированной воды содержится лишь 10–7 молей ионов водорода и столько же ионов гидроксила. Содержание ионов Н+ определяет меру кислотности воды.

Кислотность принято выражать в виде отрицательного логарифма концентрации ионов Н+, выраженной в граммах на литр. Его называют величиной рН.

При рН = 7 реакция воды нейтральная • В водных растворах многие вещества вступают с водой в реакцию обменного разложения, называемого гидролизом, когда небольшие сильно заряженные ионы Н+ замещают катионы металлов в кристаллических решётках, а ионы ОН– могут соединяться с замещёнными катионами.

2. Вторым важным фактором химического выветривания является кислород.

Воздействие кислорода на минералы называется окислением.

В случае отсутствия кислорода, например, в сероводородной среде, происходит восстановление вещества.

Окисление влечёт за собой потерю электронов элементами или ионами и приводит к увеличению их положительного заряда или к уменьшению отрицательного. При восстановлении наблюдается обратная картина. Например, в обратимой реакции Fe закисное может окисляться с потерей электрона:

В поверхностных водах наиболее важным природным окисляющим агентом является растворённый кислород, вследствие его очень высокой электроотрицательности (шесть электронов на внешней орбите).

Мерой окисления или восстановления вещества является окислительно-восстановительный потенциал Еh, измеряемый в милливольтах.

При положительных значениях Еh – среда окислительная, при отрицательных – восстановительная. Чем выше абсолютная величина Еh, тем выше степень окисления или восстановления.

Большинство элементов в зоне выветривания и в верхних частях отложенных осадков окисляется. Исключения наблюдаются в бедных кислородом заболоченных почвах, в которых в большом количестве присутствуют анаэробные бактерии. Это организмы, развивающиеся в отсутствие свободного кислорода. Области их развития – придонные участки морских и континентальных водоёмов, лишённые доступа свободного кислорода (например, глубоководные илы Чёрного моря, лиманы, солоноватоводные озёра, болота).

В практике литологических исследований обстановка считается окислительной, если породы имеют бурую, красную, оранжевую окраску или оттенок. Эти цвета обусловлены наличием окисного железа (Fe+3). Серый, чёрный, зеленовато- и голубовато-серый цвет связан с наличием в породах закисного железа (Fe+2), а также присутствием тонкодисперсного органического вещества. Эти цвета являются признаком восстановительной обстановки.

3. Третьим важным фактором химического выветривания является углекислый газ, растворённый в воде, или углекислота.

Свободный углекислый газ, соединяясь с водой, образует угольную кислоту, которая при диссоциации резко повышает кислотность среды в ходе реакции:

Источником углекислоты является жизнедеятельность организмов, разложение органических остатков и карбонатов, а также вулканическая деятельность. Особенно много углекислоты в болотных водах и торфяниках.

4. Четвёртым агентом химического выветривания является работа гуминовых кислот, образующихся при разложении органических веществ, в основном животного происхождения. Особенно велика их роль во влажных заболоченных районах с умеренным и жарким климатом.

5. Пятый фактор химического выветривания проявляется в районах активной вулканической деятельности. Из недр Земли поступают газы: хлор (Cl), фтор (F), серный ангидрит (SO3), сернистый ангидрит (SO2) и др. Они вступают в реакцию с водяными парами и образуют минеральные кислоты, способные разлагать минералы и горные породы.

Таким образом, химическое выветривание приводит к изменению минералов глубинных зон Земли, превращению их в минералы, устойчивые на земной поверхности. Происходит изменение сложных соединений, превращение их в более простые.

Биологическое выветривание сводится к механическому и химическому изменению пород, вызываемому жизнедеятельностью организмов. Биологические факторы играют важную роль в своеобразном типе выветривания – почвообразовании.

Минералы имеют разную устойчивость к внешним воздействиям, зависящую от их состава и свойств. Различают механическую и химическую устойчивость. Они взаимно связаны и влияют друг на друга.

Механическая устойчивость зависит от твёрдости, спайности и других физических свойств, а также от степени выветрелости минерала.

Химическая устойчивость минералов зависит от состава, строения и степени дисперсности минералов, а также от характера среды и времени пребывания минералов в этой среде.

Прямым показателем устойчивости минералов является способность выветриваться (или, наоборот, противостоять выветриванию).

При сравнении содержания минералов в породах и продуктах их выветривания установлено, что наименее устойчивыми к выветриванию являются минералы с высокими начальными температурами их образования. К ним относятся оливин, пироксены, амфиболы, плагиоклазы, биотит. Устойчивыми минералами являются кварц, калиевые полевые шпаты, циркон, гидрооксиды железа, мусковит.

Большую роль при выветривании минералов играет фактор дисперсности. Так, полевые шпаты, устойчивые к воде и соляной кислоте, измельчённые в порошок (диаметр менее 0,002 мм), заметно растворяются в воде и почти полностью растворяются в соляной кислоте.

Одним из показателей химической устойчивости минералов является их растворимость в воде. При повышении давления и температуры растворимость минералов в воде, как правило, возрастает. Ещё более интенсивно минералы растворяются в кислотах. Природные воды часто содержат растворы различных кислот – угольной, серной, гуминовой и др. И, хотя эти растворы обычно имеют малую концентрацию, наличие их является важным фактором химического выветривания.

Таким образом, способность минералов по-разному противостоять внешним воздействиям приводит к тому, что в процессе выветривания происходит концентрация устойчивых минералов и уменьшение содержания (вплоть до полного исчезновения) неустойчивых минералов в продуктах выветривания.

В неоднородных по минералогическому составу породах в процессе выветривания происходит выщелачивание легкорастворимых минералов и образование пустот, т.е. проявляется избирательный характер выветривания (рис. 13).

Рис. 13. Избирательный характер выветривания в толще глинисто-карбонатных сланцев. Казахстан.

Продукты выветривания по отношению к коренным породам делятся на остаточные оставшиеся на месте разрушения, и перемещенные унесенные с мест разрушения в результате действия силы тяжести, атмосферных осадков и др.

Горная порода, подвергшаяся процессам выветривания и оставшаяся на месте своего первоначального залегания, называется элювием.

По свойствам и внешнему виду элювий резко отличается от материнской породы, из которой он образовался. Это рыхлые образования, которые прослеживаются на глубине от нескольких миллиметров до десятков метров. Мощность элювия обусловлена рядом факторов, главными из которых являются прочность пород, подвергшихся процессам выветривания, и интенсивность этих процессов.

В дальнейшем отдельные обломки горных пород, слагающих элювий, могут скатываться по склонам к их основанию. Часть их задерживается на склонах. Перемещение продуктов выветривания происходит под действием силы тяжести, дождевых потоков, талых вод. Формируется делювий и коллювий (рис. 14).

Совокупность продуктов разрушения, как остаточных, так и перемещенных, называется корой выветривания. Она развивается на различных по составу и происхождению горных породах. В зависимости от рельефа местности, состава пород и климатических условий мощность коры выветривания меняется от нескольких сантиметров до ста и более метров. Различный химический и минералогический состав коры выветривания, обусловленный неодинаковым составом выветриваемых горных пород и условиями выветривания, позволяет выделить несколько типов коры выветривания. Пример коры выветривания в районах с тропическим климатом показан на рис. 15.

Образование коры выветривания, помимо климата и ландшафта, определяется характером тектонических движений. В областях устойчивого опускания происходит накопление осадков, поэтому кора выветривания не образуется. В районах быстрого поднятия и сильно расчленённого рельефа формированию коры выветривания препятствует энергичная денудация. Наиболее благоприятным режимом тектонических движений для образования мощной коры выветривания является медленное поднятие или стабильное положение территории.

Таким образом, в процессе выветривания образуются:

• обломочный материал;

• новые устойчивые в условиях поверхности Земли минералы;

• коллоидные и истинные растворы.

Вслед за выветриванием и одновременно с ним происходит перенос и осаждение вещества, т.е. образование осадков. Характер процессов осадкообразования, их направление и интенсивность определяются геологическими и физико-географическими условиями рельефом и климатом. В связи с этим в разных климатических зонах осадкообразование проявляется по-разному.

1.3.1. Осадкообразование в областях с гумидным климатом Главными агентами переноса и осаждения обломочного материала являются текучие воды, второстепенными – ветер, сила тяжести и деятельность организмов.

Перенос и отложение дождевыми и талыми водами. Продукты выветривания, накапливающиеся на склонах гор и возвышенностей, перемещаются дождевыми и талыми водами по мере возникновения этих потоков и на небольшие расстояние. В связи с этим обломочные частицы слабо окатаны и плохо отсортированы. Они находятся то в воздухе, то в воде. В результате образуются делювиальные (склоновые) и пролювиальные (у подножья склонов) осадки.

Эти отложения характеризуются своеобразной потоковой слоистостью, т.е. чередованием косых однонаправленных и горизонтальных серий слоёв. Косые, крутонаклонённые серии грубого материала – результат действия временного потока, а горизонтальные серии, сложенные более тонким материалом – осадки временных водоёмов.

В горах проливные дожди или быстрое таяние снега приводят к образованию бурных потоков – селей. Эти грязевые потоки стремительно переносят и отлагают огромное количество обломочного материала на предгорных равнинах. Отложения грязевых потоков отличаются от других осадков полным отсутствием сортировки.

Перенос и осаждение обломочного материала речными водами. Совместно с временными потоками огромную работу по транспортировке и отложению продуктов разрушения совершают реки стабильные водные потоки, скорость течения которых определяется рельефом земной поверхности. В горных районах углубление рельефа, где располагается русло, имеет вытянутую протяженную форму, а в равнинных условиях русло с многочисленными притоками образует сложную речную систему (рис. 16).

Рис. 16. Схема речной системы от истока в горах до устья на равнине Транспортирующее значение реки зависит от скорости её течения, которая изменяется в широких пределах. Для равнинных рек максимальная скорость течения составляет 1,51,6 м/сек, для горных – 58 м/сек. Речные воды переносят осадочный материал в растворенном виде, волочением по дну и во взвешенном состоянии. Соотношения переносимого материала названными способами для горных рек равно 100 : 86 : 622; для равнинных 100 : 4 : 53 [7].

При минимальной скорости течения, необходимой для перемещения обломков, переносятся единичные частицы с повышенных участков дна в пониженные, в результате чего поверхность дна становится более или менее ровной. Когда скорость движения воды увеличивается в 22,5 раза, начинается перемешивание частиц. На дне реки возникают гряды, длина и высота которых для горных рек составляет 100140 м и 2–4 м, а для равнинных 2030 м и 0,31,0 м. Гряды имеют асимметричную форму: склон, обращённый против течения, пологий, по течению – крутой. При перемещении гряд по течению реки возникает характерная для аллювиальных отложений косая однонаправленная слоистость (рис. 17).

Осадки равнинных рек сложены главным образом песчаными и глинисто-алевритовыми отложениями, в реках горных областей широко распространены галечниковые и валунные отложения (рис. 18).

Рис. 17. Образование косых слойков на переднем, крутом склоне песчаного вала, по А.А. Вейхеру, 1948: из [39] В процессе перекатывания по дну обломочные частицы приобретают округлую форму. Степень окатанности зависит от дальности переноса и свойств самих обломков. Сортировка обломочного материала в реках осуществляется недостаточно хорошо. Это объясняется большими изменениями в скорости течения.

Большая часть наносов откладывается в устьях рек, образуя обширные дельты. Благоприятным условием для формирования дельт является мелководность морского бассейна.

Перенос и осаждение обломочного материала в водных бассейнах. В морские и озёрные бассейны поступают с суши растворённые в воде вещества и часть обломочного материала, не осевшего на путях переноса. Значительная масса обломочного материала попадает в водомы в результате размыва берегов.

Главными агентами переноса вещества в водных бассейнах являются течения и волнения.

Течения возникают в результате разнообразных причин:

• ветра, вызывающего постоянные и периодические течения (дрейфовые);

• различия в плотности воды (конвекционные);

• различия уровней в соседних бассейнах (сточные);

• благодаря приливам и отливам (приливно-отливные).

Течения вовлекают в кругооборот почти всю толщу воды шельфа до глубины 200250 м, иногда до глубины 10002000 м. Скорость морских течений изменяется в широких пределах: от 0,01 до 3,0 м/сек.

Наиболее интенсивно деятельность течений проявляется в периферической части бассейнов, которая является областью береговых и циркулярных течений. Существуют также транзитные течения (типа Гольфстрим), переносящие осадочный материал. Центральные части многих бассейнов лишены течений. Это халистатические зоны.

Работа морских течений сочетается с деятельностью волн, причиной возникновения которых являются ветры.

Ветровая волна, периодически взмучивая донный осадок, оставляет на его поверхности знаки ряби (рис. 19). Постоянно воздействуя на осадок, ветровая Рис. 19. Прибрежно-морское ветровая волна выбрасывает на берег обмелководье [87] ломочные частицы, которые смываются обратным током воды, но уже под другим углом. Таким образом обломки передвигаются вдоль берега, это продольное перемещение материала.

Волна, подходящая к берегу под прямым углом, способствует формированию пляжей, это уже поперечное перемещение наносов.

Благодаря действию течений и, особенно, волнениям, осадок сортируется и окатывается. Пляжевые пески характеризуются хорошей сортировкой материала и наличием косой разнонаправленной слоистости.

Наряду с этим, в водных бассейнах наблюдается отложение осадка с несовершенной сортировкой обломочного материала, например, из мутьевых потоков (турбидитов). Последние образуются вследствие оползания больших масс осадков при землетрясениях, цунами, штормах (рис. 20).

Рис. 20. Возникновение турбидитных потоков, по Р.С. Безбородову, 1989 [3]:

I фаза возникновение мутного облака на континентальном склоне (например, в результате землетрясения); 2 II фаза разгон турбидитного потока при движении тяжелой суспензии вниз по склону в сторону океанических глубин, захват тяжелых осадков; 3 III фаза выход турбидитного потока на плоский участок дна бассейна, снижение скорости, начало осаждения принесенного потоком материала Осаждение вещества происходит не только в текучей, но и спокойной воде под влиянием силы тяжести. Скорость осаждения в таком случае зависит от размера, плотности, формы частиц. Для этих отложений характерна горизонтальная слоистость.

Перенос и отложение коллоидов и истинных растворов. Воды рек приносят в бассейны седиментации огромное количество вещества в виде коллоидных и истинных растворов.

Коллоидные растворы (системы) – дисперсные системы, промежуточные между истинными растворами и грубодисперсными системами (суспензиями и эмульсиями). Коллоидные растворы могут быть в виде золей (наиболее дисперсное состояние) и гелей (студенистые образования). Последние образуются после свёртывания (коагуляции) коллоидов при изменении химического состава, температуры раствора. В массовых масштабах коагуляция коллоидов наблюдается в прибрежной области моря при смешивании пресных вод с суши и солёных морских вод. Однако, при повышенной активности вод коллоидные частицы выносятся в более глубоководную зону моря и там осаждаются.

В виде коллоидов переносятся глинистые минералы, кремнезём, органическое вещество, соединения Fe, Mn, P, ряда малых элементов (V, Cr, Ni, Co и др.).

В виде истинных (ионных) растворов переносятся все легкорастворимые соли: хлориды, сульфаты, карбонаты, частично соединения Mn и P.

В областях с гумидным климатом осаждаются и накапливаются карбонаты, фосфаты, соединения Fe и Mn. Легкорастворимые хлориды и сульфаты остаются в растворах.

Осаждение, связанное с деятельностью организмов. Живые организмы обладают специфической способностью извлекать из растворов и концентрировать в своём теле, скелете или раковине вещества, присутствующие в растворах в количествах, иногда далёких от насыщения.

В тёплых морях, где концентрация карбоната кальция достигает насыщения и перенасыщения, процесс идёт интенсивнее. Наблюдается массовое развитие организмов с карбонатным скелетом. В таких водомах образуются ракушечники, коралловые рифы.

Организмы с кремневым скелетом (губки, радиолярии, диатомеи) извлекают кремнезём из холодных морских вод, хотя содержание его далеко от насыщения. Отмирая, они образуют кремнистые осадки – радиоляриевые, диатомовые илы.

Большую роль в образовании органогенных осадков играет наземная и водная растительность, концентрирующая углерод. Обширные заболоченные леса в долинах рек и на приморских равнинах дают начало торфу и ископаемым углям. Скопления фитопланктона морей и лагун приводят к формированию битумов и нефти.

Рис. 21. Возможные источники (15) органических остатков в осадках на дне водоема, по Г.Ф. Крашенинникову, 1971 [7] Органические остатки на дне могут быть разного происхождения (рис. 21):

1) биоценозы прижизненные скопления организмов, обитающих вместе на определенном участке дна бассейна;

2) снесенные на дно донными течениями и суспензионными (мутьевыми) потоками;

3) остатки организмов, которые вели планктонный или свободноплавающий образ жизни;

4) остатки наземных организмов, принесенные с прилежащей суши;

5) органические остатки из размытых при абразии более древних пород, слагающих берег.

1.3.2. Осадкообразование в областях аридного климата Перенос и осаждение обломочного материала. Главным агентом переноса и осаждения обломочного материала является ветер, второстепенными – вода и сила тяжести.

Ветры возникают благодаря неравномерному нагреванию воздуха.

Они переносят частицы во взвешенном состоянии и путём перекатывания. В процессе переноса обломочные частицы окатываются и сортируются по размеру. Эоловые пески – наиболее отсортированные отложения. Бесчисленные столкновения песчинок между собой и с поверхностью скал приводят к полировке их поверхности. Характерные формы рельефа – барханы и дюны, песчаные гряды и бугры (рис. 22).

Под воздействием ветра дюны и барханы перемещаются в пространстве, образуя песчаные осадки с диагональной слоистостью эолового типа (рис. 23, 24).

Рис. 23. Современная эоловая рябь на поверхности бархана:

а) пустыня Каракум [87]; б) Восточный Казахстан [60, т. 5] В областях с засушливым климатом атмосферные осадки выпадают в виде кратковременных ливней. Образуются временные потоки, переносящие огромную массу разнообразного обломочного материала.

У подножий гор и возвышенностей возникают веерообразные конусы выноса обломочного материала (пролювий) (рис. 25). Эти отложения неокатаны и почти не отсортированы.

Рис. 25. Конус выноса горного потока, по А.М. Горбачеву, 1973 [24] После таяния снегов и кратковременных ливней в пониженных участках пустынь образуются временные водоёмы, которые быстро высыхают. На их месте образуются глинистые пространства с трещинами усыхания – такыры (рис. 26).

В горах часто образуются осыпи, обвалы. Обломки скапливаются у подножия гор, образуя толщи несортированных угловатых обломков – коллювий.

Перенос и осаждение растворённых веществ. Основная масса растворённого вещества поступает в аридные области через реки и подток воды из морских и океанических бассейнов в заливы и лагуны. Небольшая часть вещества поступает в результате химического выветривания в пределах самой аридной зоны.

Рис. 26. Растрескавшаяся глинистая поверхность пустыни (такыр) [87] Преобладание испарения над количеством выпадающих осадков создаёт идеальные условия для выпаривания воды и химического осаждения вещества (рис. 27, 28).

Рис. 27. Схема солеродного водоёма [43]: Рис. 28. Схема соляных бассейнов [43]:

3 море; 4 осадки эвапоритов Существует определённая закономерность в расположении озёр, обусловленная климатом: содовые озёра с невысокой минерализацией воды располагаются на периферии аридной зоны; сульфатные озёра с более высокой минерализацией – в полупустынях; хлоридные – в центральных частях аридных зон в пустынях (рис. 29).

1.3.3. Осадкообразование в областях нивального климата Главный фактор переноса – лёд (ледники и плавающие льды);

второстепенные – вода по периферии ледников и сила тяжести (перемещение и накопление осадков на склонах).

Сведения о деятельности ледников относятся главным образом к современным горным ледникам. В зависимости от формы и режима различают два основных типа горных ледников: каровые и долинные.

Каровые ледники (пиренейский тип) формируются в чашеобразных углублениях на склонах гор (рис. 30). Долинные ледники (альпийский тип) потоками сползают в горные долины (рис. 31).

Ледник при движении разрушает ложе, шлифует его выступы, царапает их обломками пород, вмерзшими в лед, переносит на большие расстояния продукты разрушения горных пород. Материал, перемещенный ледником, имеет самые различные размеры: от тонких глинистых частиц до глыб огромного размера и массы (рис. 32). Материал отлагается при таянии и отступании ледника в виде различных морен: конечных, донных, срединных, боковых, поверхностных (рис. 33). Морены представляют собой смесь глины и песка с гравием и валунами. Характерная черта морен отсутствие сортировки материала.

Рис. 32. Конечная морена плоскогорного ледника С деятельностью подледниковых и приледниковых вод связано образование песчаных гряд и холмов, к которым относятся озы и камы (рис. 34), а также флювиогляциальные пески, сложенные более отсортированным материалом. Кроме того, часто формируются ленточные глины со слоистостью сезонного характера (рис. 35).

Рис. 34. Образование воднолед- Рис. 35. Ленточная глина никовых отложений[43]: по Ф.Д. Петтиджону, 1981 [9]:

1 поток; 2 озеро; 3 ледник; темные полосы зимние глины, 4 туннель; 5 камовая терраса; светлые летние алевролиты В полярных и высокогорных областях происходит перемещение и накопление продуктов морозного выветривания на склонах, которое приводит к образованию каменных россыпей (рис. 36).

Рис. 36. Каменные россыпи в горах на о. Врангеля [87] 1.4. Осадочная дифференциация вещества При переносе и отложении осадочного вещества осуществляется его разделение по размеру частиц, плотности, химическим свойствам.

Выделяются следующие типы дифференциации:

• механическая рассортировка обломочного материала по размеру частиц и плотности (рис. 37);

• физико-химическая дифференциация коллоидного материала;

• хемобиогенная осаждение и дифференциация вещества, благодаря жизРис. 37. Механическая недеятельности организмов;

химическая осаждение и разделение осадочная дифференциация, вещества истинных растворов.

В водных бассейнах в различных обстановках обычно проявляются все ти- 3 песок; 4 алеврит пы дифференциации, но в определенный момент времени в данном месте преобладает один какой-либо тип дифференциации, определяя характер осадков (рис. 38).

Рис. 38. Схема осадочной дифференциации вещества в водном бассейне, 1 хемогенная; 2 хемобиогенная; 3 механическая и физико-химическая Ведущими факторами процесса дифференциации служат физикогеографические условия и тектонический режим территории.

I этап начинается на суше в коре выветривания, где происходит отделение растворённых веществ от остаточных продуктов выветривания.

II этап происходит на путях переноса это образование делювия, пролювия, аллювия, дельтовых осадков, т.е. дальнейшее отделение обломочного материала от растворённых веществ.

III этап происходит в бассейнах седиментации, где наблюдается рассортировка обломочного материала, т.е. отделение валунов, гальки, гравия, песка, алеврита друг от друга и от глинистых и растворённых веществ.

IV этап также осуществляется в бассейнах седиментации, где происходит отделение труднорастворимых соединений Fe, Mn, Al от легкорастворимых солей.

V этап осуществляется только в заливах, лагунах и озёрах аридной зоны, когда происходит осаждение и разделение легкорастворимых солей.

Наряду с дифференциацией происходит смешивание осадочного материала разного состава и различной размерности, поступающего из разных источников сноса, благодаря изменению среды, а также в результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества в бассейнах седиментации.

Диагенезом называется совокупность физических и химических процессов, которые воздействуют на осадочные зёрна ниже поверхности осадка. Кроме обломочных частиц, биохимически и химически осажденных компонентов, в осадке обычно содержится кислород, растворы гидроксидов железа, марганца, кремния, а также бактерии и органическое вещество. Таким образом, осадок представляет собой сложную неуравновешенную многокомпонентную систему, подверженную различным изменениям. В диагенезе происходит уравновешивание системы осадка в новых физико-химических условиях среды.

В стадии диагенеза происходит уплотнение осадка, уменьшение его влажности, образование новых минералов из иловых растворов, разложение одних минералов и возникновение других, перераспределение вещества в осадке. Вновь образованные минералы называются аутигенными, в отличие от аллотигенных, т.е. принесённых извне.

Наиболее распространенными минералами стадии диагенеза являются сульфиды железа (пирит, марказит), оксиды и гидрооксиды (опал, халцедон, лимонит, гетит, гематит), карбонаты (кальцит, доломит, сидерит), фосфаты, силикаты (глауконит, хлорит, лептохлорит, каолинит, гидрослюды, монтмориллонит). Диагенетические минералы обычно характеризуются малыми размерами зерен, часто это пелитоморфные и микрозернистые образования, оолиты и сферолиты, конкреции, зерна и агрегаты, образующие цемент.

Формирование цемента сопровождается обильным выделением воды, переносимой из уплотняющихся илов в более пористые слои осадков. Этими водами через поры переносятся также и ионы. Из ионов поровых растворов образуются цементирующие материалы. Существует много цементирующих материалов, однако, наиболее распространенными из них являются кальцит, сидерит, кварц, гидрослюды, хлорит и др. глинистые минералы (рис. 39).

Состав аутигенных минералов, формирующихся в раннем диагенезе, зависит от физико-химических условий среды в осадке, концентрации ионов в иловых или поровых водах, количества и характера органического вещества.

В глинистых осадках морских бассейнов в поверхностном слое толщиной 1–5 см поселяются аэробные бактерии. В поровых водах вследствие диффузии из вышележащих морских вод сохраняется растворённый кислород. В этой зоне преобладают щёлочно-окислительные условия, в которых осаждаются окисные и гидроокисные соединения железа и марганца. Последние в изобилии поступают в виде коллоидов и оседают на морское дно.

С углублением в толщу осадков условия среды меняются. В процессе разложения органического вещества и жизнедеятельности бактерий происходит поглощение свободного кислорода иловых вод. Израсходовав весь кислород, микроорганизмы начинают извлекать его из кислородсодержащих соединений, т.е. идёт восстановление окисных и гидроокисных соединений Fe, Mn и др. элементов.

По мере ещё большего погружения осадков количество аэробных бактерий уменьшается, возрастает роль анаэробных бактерий. Происходит редукция сульфат-ионов, которые проникают из морских вод, где они содержатся в больших количествах.

Редукция сульфата морской воды представляется в виде уравнения:

S S восстановление, т.е. уменьшение положительной валентности.

Происходит образование сероводорода H2S, который взаимодействует с Fe+2, что приводит к образованию сульфидов железа – пириту – FeS2 в виде микроскопических кристаллов (рис. 40, а).

Зона сульфат-редукции охватывает верхние 50 см осадка, глубже содержание SO4–2 уменьшается, реакция прекращается.

В осадках опресненных внутренних морей и водоемов суши образуются другие минералы. Пресные воды имеют концентрацию Гидрослюдистый Рис. 39. Диагенетические цементы в терригенных породах.

Шлифы. Юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция сульфат-ионов в 300 раз меньше, чем морские. Благодаря незначительному содержанию сульфат-ионов, редукция сульфатов слабая, концентрация H2S незначительная, поэтому в этих осадках большого количества пирита не образуется. Но при разложении органического вещества растительного происхождения кислород расходуется и образуется углекислый газ. Это приводит к тому, что при изобилии соединений Fe из коллоидных растворов и углекислоты в приповерхностных зонах образуется сидерит – FeCO3 в виде оолитов, сферолитов (рис. 40, б). Особенно часто сидерит образуется в толще дельтовых болотных осадков.

В мелководных обломочных и глинистых осадках морей нормальной солёности, содержащих незначительное количество органического вещества, условия среды изменяются от слабовосстановительных до слабоокислительных: разложение органического вещества создаёт восстановительные условия, а частичный перемыв осадка течениями приводит к аэрации осадка и появлению окислительной обстановки.

В этих условиях идёт образование глауконита, хлорита, лептохлоритов и фосфоритов (рис. 40, в, г, д).

В прибрежных морских пористых осадках, благодаря хорошей аэрации и окислению органического вещества, восстановительная обстановка не возникает, сохраняются окисные и гидроокисные минералы (рис. 40, е).

В терригенных осадках гумидной зоны (делювий, пролювий, аллювий), которые часто перекрываются водами, в поровом пространстве откладываются дисперсные глинистые минералы, а из уплотняющихся илов различные ионы. Они совместно с глинистыми минералами образуют цемент осадков.

В песчаных осадках аридной зоны при наличии большого количества Fe+3 и окислительной обстановки образуются оксиды Fe (формируются пестроцветы и красноцветы) – лимонит и гематит.

В карбонатных осадках диагенез осуществляется, благодаря осаждению арагонита и высокомагнезиального кальцита из морских вод. В дальнейшем арагонит переходит в кальцит, высокомагнезиальный кальцит в доломит.

В кремнистых осадках в щелочно-окислительной обстановке происходит растворение раковин и панцирей кремнистых организмов, а затем – отложение кремнезёма из коллоидных растворов в виде сгустков опала и превращение его в халцедон и кварц.

Диагенез соляных пород определяется процессами уплотнения;

происходит обезвоживание минералов и перекристаллизация. В результате эти отложения в озёрах и лагунах быстро превращаются в каменные породы. В зависимости от привноса ионов и других элементов образуются различные аутигенные минералы: пириты, доломиты и т.п.

в) глауконит и пирит в песчанике Рис. 40. Диагенетические минералы в глинистых и терригенных породах.

Шлифы. Юра и мел юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция а) кристаллы и микроконкреции в) псевдоморфоза пирита по раковине г) псевдоморфоза пирита по д) псевдоморфозы сидерита и пирита по е) скопление микроконкреций оксидов Рис. 41. Диагенетические микроконкреции и псевдоморфозы.

Шлифы. Юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция На позднем этапе диагенеза в терригенных и глинистых осадках, вследствие изменения Eh и pH и неравномерной концентрации иловых растворов в разных частях осадка происходит перераспределение диагенетических минералов: растворение их в одних местах и отложение в других. Образуются сгущения минералов – конкреции – стяжения минералов, имеющие состав, отличающийся от вмещающей породы, образованные в результате осаждения из водных растворов внутри породы.

В состав конкреций входит большинство минералов, образующихся при диагенезе. Широким распространением пользуются конкреции пирита и сидерита (рис. 41, а, б). Они образуются в кислых, нейтральных и слабощелочных условиях среды в глинистых и зернистых осадках при наличии закисного железа и органического вещества. Процесс их формирования регулируется концентрацией сероводорода и углекислоты. При образовании сидеритовых конкреций среда может быть слабовосстановительной до нейтральной, а для пиритовых конкреций обстановка должна быть только восстановительной.

Конкреции пирита и сидерита часто образуют псевдоморфозы по органическим остаткам раковинам, фрагментам растений (рис. 41, вд).

Мелкие конкреции оксидов железа образуются в прибрежно-морских пористых осадках (рис. 41, е).

Катагенез представляет собой длительную стадию вторичных изменений осадочной породы, следующую за стадией диагенеза.

Главными действующими факторами катагенеза являются:

• температура;

• давление;

• растворённые минеральные и газообразные вещества;

• величина pH и Eh пластовых вод;

• радиоактивное излучение;

• продолжительность действия этих факторов, т.е. геологическое время.

Таким образом, катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физикохимический). Живое вещество, в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время катагенеза не играют существенной роли.

В стадию катагенеза происходит уплотнение, растворение составных частей, различные процессы минералообразования, перекристаллизация и другое изменение осадочных пород. Наиболее распространенными минералами стадии катагенеза являются сульфиды железа (пирит, марказит), оксиды (халцедон, кварц, гематит), карбонаты (кальцит, доломит, сидерит), силикаты (гидрослюды, каолинит, хлориты, эпидот).

Характерная черта многих минералов катагенеза их значительные размеры и кристаллографическая форма.

Отделение воды. Воды в породах подразделяются на свободные и связанные. Свободная вода способна перемещаться в породах под действием силы тяжести или пластового давления. Связанная вода не перемещается в породах. Она удерживается на поверхности минеральных зёрен силами молекулярного притяжения.

В процессе катагенеза отделяется свободная вода. Она в условиях повышенных температуры и давления способствует растворению отдельных компонентов, а также возникновению минеральных новообразований.

Уплотнение пород в начальные этапы катагенеза осуществляется в результате перегруппировки частиц, более плотной их укладки. При дальнейшем увеличении давления и наличии отжимаемых поровых растворов на контакте зёрен происходит растворение и внедрение зёрен друг в друга. Образуются контакты конформные (приспособление поверхности зёрен друг к другу) (рис. 42, а), инкорпорационные (внедрение одного зерна в другое) (рис. 42, б), а также микростилолитовые швы и микростилолитовое сочленение зерен (рис. 42, в).

Стилолиты формируются первоначально как небольшие трещины, вдоль которых происходило медленное растворение породы. На поверхности трещин остается нерастворимое в воде вещество, обычно более тёмного цвета, чем сама порода.

Растворение составных частей породы. Минеральные и органические соединения, участвующие в строении горных пород, обладают устойчивостью к растворению в определённых термобарических и физико-химических условиях. При изменении этих условий некоторые минералы и органические соединения растворяются в подземных водах.

Галоиды (хлориды), сульфаты, карбонаты растворяются хорошо и составляют основу солевой части подземных вод. При наличии в водах бикарбонатов следы растворения зерен наблюдаются в виде коррозии их поверхностей (рис. 43, а). В терригенных породах в наибольшей степени растворению подвергаются зерна с микроагрегатной структурой (например, эффузивы) и полевые шпаты, благодаря проникновению растворов по участкам соединения вкрапленников и основной массы, трещинкам спайности и двойниковым швам. При этом обломки частично разрушаются, происходит вынос фрагментов и остаются только реликты зерен (рис. 43, б, в).

а) уплотнение за счет приспособления зерен (конформная структура) б) уплотнение за счет внедрения зерен (инкорпорационная структура) в) микростилолитовое соединение зерен Рис. 42. Уплотнение осадочных пород в катагенезе.

Шлифы. Юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция Кварц также подвержен растворению (рис. 43, г), однако часто этот процесс сопровождается регенерацией зерен. Новообразованный кварц растет в свободном поровом пространстве, образуя кристаллы с хорошо выраженными гранями (рис. 43, д). Иногда аутигенный кварц отделяется от основного зерна границами из слюдистого материала, пылеватых частиц, нефтяного вещества (рис. 43, е). При этом процесс регенерации мог осуществляться в несколько этапов.

Минеральные новообразования в стадию катагенеза получили широкое развитие.

Новообразования кальцита обычно возникают из пластовых вод в условиях повышенной температуры (60–70 0С) в щелочной среде. Часто вторичный кальцит выделяется в открытых трещинах и порах пород (рис. 44, а).

Сидерит в виде кристаллов ромбической формы образуется в слабовосстановительной обстановке при наличии в поровых растворах закисного железа в кислых и нейтральных условиях среды.

Новообразования кремнезёма возникают в зонах повышенных температуры и давления в нейтральной или слабокислой среде. В песчаноалевритовых породах кремнезём представлен обычно кварцем и встречается в виде каёмок регенерации (см. рис. 43, д, е). Для известняков и доломитов более характерен халцедон, который, как правило, выполняет внутренние полости раковин, каверны, иногда замещает фаунистические остатки.

Каолинит кристаллической структуры образуется в свободном пустотном пространстве в кислой среде, которая, как правило, создается при окислении органического вещества (рис. 44, б).

Каолинит также метасоматически замещает слюды, при этом сохраняется волокнистая структура (рис. 44, в). Зерна полевых шпатов замещаются каолинитом, эпидотом, глинистым материалом, тонкодисперсным окисленным железистым веществом и гидрослюдами без изменения их прямоугольной формы (рис. 44, г, д), а эффузивы превращаются в хлоритизированные и ожелезненные обломки (рис. 44, е).

Очень характерны для стадии катагенеза изменения ассоциации глинистых минералов: интенсивная гидрослюдизация и хлоритизация глинистых минералов с образованием высокотемпературных гидрослюд и ортохлоритов.

Взаимодействие поровых растворов, содержащих ионы магния, с кальцитом приводит к замещению последнего доломитом.

На больших глубинах в зоне застойных вод при увеличении рН (щелочная обстановка) и уменьшение Eh (восстановительная среда) образуются сульфиды железа.

Перекристаллизация заключается в преобразовании кристаллических зёрен без изменения их состава и проявляется в укрупнении кристаллов за счёт объединения нескольких зёрен; изменения формы кристаллов; освобождении кристаллов от примесей.

а) коррозия зерен кальцитом цемента б) растворение фрагментов обломка в) растворение плагиоклаза по г) зона растворения в кварцевом зерне д) кварц с кристаллографическими е) кварц с каймой регенерации Рис. 43. Коррозия, растворение и регенерация зерен в катагенезе.

Верхняя юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция а) прожилок кристаллического в) замещение слюды каолинитом с г) замещение плагиоклаза оксидами д) замещение полевых шпатов Рис. 44. Процессы минерального новообразования в катагенезе.

Шлифы. Верхняя юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция Перекристаллизация затрагивает, главным образом, хемогенные и органогенные породы, а также цемент обломочных пород. Наиболее характерна перекристаллизация для известняков и доломитов.

На начальных этапах перекристаллизации образуется кристаллический цемент, основные форменные элементы раковины, комки, сгустки сохраняются (рис. 45, а). В более поздние этапы катагенеза перекристаллизация охватывает и форменные элементы, первоначальная структура исчезает, хотя иногда ее следы сохраняются. В пелитоморфных и микрозернистых известняках образуются участки (на месте пор и пустот) и прожилки кристаллического кальцита, способствующие расширению площади перекристаллизации (рис. 45, б, в). Конечным продуктом перекристаллизации является мрамор, в котором исчезают следы первоначальной структуры.

а) комковатый известняк б) пелитоморфный из- в) пелитоморфный изс гнездами перекристал- вестняк с гнездами пере- вестняк с прожилками Рис. 45. Перекристаллизация известняка в катагенезе.

Новоникольская параметрическая скв. 1. Верхний девон. Шлифы.

Метагенез – это стадия глубокого минерального и структурного преобразования пород, происходящего на значительной глубине, предшествующая превращению осадочной породы в метаморфическую.

Основные факторы метагенеза те же, что и для катагенеза:

• температура;

• давление;

• подземные воды с растворёнными в них солями и газами;

• окислительно-восстановительный потенциал;

• щёлочно-кислотные свойства флюидов;

• стресс.

Эти факторы в зоне развития метагенеза имеют значительно большие численные значения: большую минерализацию и газонасыщенность вод; иные значения рН (среда более кислая); Eh (среда более восстановительная).

В стадию метагенеза образуются оксиды (кварц, анатаз, гематит), карбонаты (кальцит, доломит, анкерит), силикаты (высокотемпературная гидрослюда, мусковит, серицит, хлорит, альбит, эпидот). Ряд минералов возникает в виде каемок регенерации на обломочных зернах циркон, эпидот, цоизит, клиноцоизит, сфен.

При метагенезе породы максимально уплотняются, их пористость становится минимальной. Перемещение флюидов становится возможным только по трещинам или путём диффузии. При тектонических движениях в породах возникает тонкая трещиноватость, благодаря этому создаются новые пути для миграции растворов.

В эту стадию глины превращаются в аргиллиты; за счёт изменения гидрослюд образуется серицит; происходит хлоритизация биотита;

продолжается регенерация кварца.

Широкое развитие получают конформные, инкорпорационные, регенерационные структуры. В хемогенных породах часто образуются микростилолиты. Под действием стресса образуются полосчатые текстуры, обусловленные ориентировкой чешуйчатых минералов перпендикулярно направлению давления, а также развиваются процессы направленной коррозии, кристаллизации и перекристаллизации.

КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ

1. Дайте определение осадочной горной породы.

2. Перечислите основные компоненты осадочных пород.

3. Что служит исходным материалом для образования осадочных 4. Какие стадии и типы литогенеза вы знаете?

5. Приведите примеры осадочного материала, который образуется при физическом выветривании.

6. Объясните результаты действия основных факторов химического выветривания.

7. Чем объясняется избирательный характер химического выветривания?

8. Что такое кора выветривания?

9. Что такое седиментогенез и каковы его этапы?

10. Перечислите основные формы переноса осадочного материала.

11. Объясните механизм осадконакопления в реках.

12. Каковы главные факторы осадконакопления в водных бассейнах?

13. Объясните роль органического мира в образовании осадков.

14. Объясните основные особенности осадконакопления в областях с аридным климатом.

15. Какие типы осадков образуются при различных способах седиментации?

16. Опишите основные этапы осадочной дифференциации вещества.

17. Что такое диагенез?

18. Каковы факторы и продолжительность диагенеза?

19. Перечислите основные физико-химические процессы, которые происходят в диагенезе.

20. Какие аутигенные диагенетические минералы образуются в различной физико-химической обстановке?

21. Опишите основные условия формирования диагенетических конкреций.

22. Какие факторы являются доминирующими при катагенетических процессах?

23. Какие основные катагенетические процессы вы знаете?

24. Какие минеральные новообразования формируются в катагенезе?

25. Что такое метагенез и его отличие от катагенеза?

26. Каковы последствия процесса метагенеза?

27. Опишите основные факторы и процессы метагенеза.

ПЕТРОГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Знание состава и строения осадочных горных пород, умение их систематизировать являются одним из необходимых условий для успешного использования литологии при изучении и освоении недр Земли.

В работе Б.К. Прошлякова и В.Г. Кузнецова [10] классификации осадочных пород по значимости и масштабам разделены на общие и частные.

Общие классификации охватывают все осадочные породы, которые затем подразделяются на классы и подклассы на основании состава, генезиса и некоторых других признаков. Частные классификации составлены применительно к классам пород. Они предназначены для определения точного положения породы внутри класса или подкласса. Такие классификации базируются на характерных признаках, свойственных данному классу пород. Например, для обломочных пород главные классификационные признаки структура и количественные соотношения между составными частями. Для карбонатных пород ведущими признаками при классификации являются химико-минералогический состав и структура.

Н.В. Логвиненко [8] считает, что при классификации любых природных объектов и явлений следует стремиться к использованию генетического принципа. Однако, учитывая, что большая часть горных пород является полигенетическим образованием (табл. 1), чисто генетическая классификация с выделением крупных групп пород неудобна. Несколько удобнее классификация по вещественному составу, однако и в этом случае охватить все разнообразие пород трудно.

Состав и происхождение осадочных пород, по Н.В. Логвиненко, 1984 [8] Генезис По мнению Н.В. Логвиненко, за основу подразделения осадочных пород целесообразно принять вещественный состав и генезис одновременно. При этом генетический признак должен сочетаться с подразделением по минеральному составу и текстурно-структурными особенностями пород. Изложенным требованиям более всего отвечает классификация Н.М. Страхова, разработанная на основе учения о типах литогенеза [45], с дополнениями Н.В. Логвиненко [8].

По вещественному составу и генезису выделяются породы:

1) обломочные;

2) глинистые;

3) глиноземистые (аллитные);

4) железистые;

5) марганцевые;

6) фосфатные;

7) кремнистые;

8) карбонатные;

9) соли;

10) каустобиолиты.

Обломочные, глинистые, глиноземистые и железистые породы представляют собой ряд последовательного разложения магматических, метаморфических и осадочных пород. Фосфатные, кремнистые, карбонатные породы и соли образуются из растворов, возникших при выветривании, и в результате жизнедеятельности организмов. Каустобиолиты продукты жизнедеятельности растений в условиях гумидного климата и результат преобразования органического вещества. Этот класс пород в данном учебнике не рассматривается, т.к. он изучается в дисциплине «Геология и геохимия нефти и газа».

Текстурой осадочной породы называется взаимное расположение фрагментов породы, их ориентировка относительно друг друга, поверхности напластования и породы в целом. Текстура преимущественно макроскопический признак, изучение которого производится в обнажениях и образцах горных пород. Возникают текстуры во время осадконакопления (первичные, седиментационные), на стадии диагенеза и последующих изменений (вторичные, диагенетические и катагенетические).

К числу первичных текстур, возникающих на самых ранних стадиях образования осадочных пород, относятся все явления слоистости.

Слоистость выражается в чередовании разных типов пород, которые достаточно чётко обособляются друг от друга. Она отражает гидродинамику среды переноса и осаждения. Среда седиментации всё время находится в движении: изменяется скорость придонных течений, проявляется волновая деятельность, изменяется количество приносимого обломочного материала и т.д. Слоистость обуславливается более или менее ритмичными колебаниями интенсивности тех или иных факторов седиментации.

Чаще всего наблюдается чередование слойков двух типов, один из которых характеризуется большей толщиной и является основным. Толщина слойков варьирует от долей миллиметров до нескольких сантиметров. Иногда чередующиеся слойки, сходные по размерам, общему характеру, форме объединяются в серии.

По морфологическим признакам различают 3 основных вида первичной слоистости: горизонтальная, волнистая и косая.

Горизонтальная слоистость характеризуется чередованием слойков и слоев, параллельных плоскости наслоения. Она образуется в спокойных условиях, вне течений и волнений. Тонкая горизонтальная слоистость может формироваться в спокойной обстановке в придонном слое и зависит от интенсивности поступления осадочного материала и его механических свойств.

Слоистость бывает равномерной и неравномерной. Равномерная слоистость обусловлена закономерным ритмичным чередованием слойков (рис. 46, а). Неравномерная горизонтальная слоистость указывает на колебания в поступлении обломочного материала. Она может быть серийной (рис. 46, б), направленно изменяющейся (рис. 46, в).

Волнистая слоистость представляет собой чередование слойков, имеющих криволинейную выпукло – вогнутую форму. Этот вид слоистости характеризует волнение, т.е. разнонаправленные движения воды, которые в зависимости от силы и величины волн, образуют разные формы слоистости. Соотношение слойков бывает параллельное (близкое к нему) (рис. 46, г) и непараллельное (линзовидное) (рис. 46, д), непрерывное и прерывистое (рис. 46, е).

Волнистая слоистость указывает на глубину не более 100 м, встречается, главным образом, в прибрежно-морских, заливных, реже – в пойменных отложениях.

Косая слоистость возникает обычно при движении воды в определённом направлении, т.е. при поступательном движении воды. Форгоризонтальная г) параллельная прямолинейная разным углом наклона а, б, г, д, е, з, и юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция;

мирование косой слоистости в разрезах чрезвычайно разнообразны и указывают на накопление осадков в условиях высокой динамической активности среды.

Слойки бывают прямолинейными (рис. 46, ж) и изогнутыми. Углы наклона слойков по отношению к плоскости напластования бывают крутыми (> 30°), средними (30–20 °), пологими (< 20 °) (рис. 46, з). Соотношение слойков может быть однонаправленным (параллельным) и разнонаправленным (клиновидным) (рис. 46, и).

В осадочных породах широкое распространение получили сложные слоистые текстуры, которые представляют собой сочетания нескольких типов слоистости или чередование серий слойков, расположенных внутри одного слоя под определенным углом (рис. 47). Такие текстуры характеризуют быстрое и резкое изменение активности среды осадконакопления и формирование новой слоистости на фоне предыдущей, иногда срезая её.

Образование сложной слоистости обусловлено направленным турбулентным (струйно-вихревым) потоком водной среды. Наиболее ярко такая слоистость выражена в аллювиальных отложениях руслового и дельтового типа. Она также может формироваться временными потоками, морскими волнениями и течениями, в лагунах, озёрах и береговых валах рек.

Деформационные текстуры образуются в осадочных породах при внутрипластовых нарушениях горизонтальной слоистости, обусловленных разной плотностью незатвердевших осадков, скольжением их по дну.

Текстуры нагрузки и оседания возникают при непостоянной плотности слоистого материала, чаще всего при отложении песчаного слоя на менее плотный водонасыщенный пласт, сложенный глинистым материалом. При любых колебаниях Земли происходит разжижение глинистого материала, обуславливающее потерю его прочности. В этом случае образуются так называемые конвекционные ячейки, песчаный материал перемещается вниз, а глинистый – вверх. Языки глин, которые проникают в песчаный пласт, образуют факельную текстуру (рис. 48, а).

Песчаный материал образует так называемые карманы внедрения.

Они имеют вид мешочков, соединяющихся с материнской породой через пережатую горловину (рис. 48, б). Чаще всего они имеют округлую, эллипсоидальную форму или образуют удлинённые сфероиды.

Иногда карманы внедрения имеют форму чаши, обращённой выпуклостью вниз, или имеет вид перевёрнутого гриба. Иногда они отделяются от песчаного слоя и погружаются в глинистый материал подстилающего слоя, образуя шаровидную текстуру (рис. 48, в). Размеры отдельных шаров варьируют от нескольких сантиметров до нескольких метров в диаметре. Слоистость в шарах бывает деформирована.

косая прямолинейная с параллельными сериями а нижняя пермь нижнего течения р. Ангары [55], б, д, ж, и юра юго-востока Западной Сибири; авторская коллекция; е, з средний карбон Донецкого бассейна [55]; в, г юра Южно-Якутского бассейна [52] Песчаные дайки связаны с песчаными породами. При уплотнении водонасыщенных песков и уменьшении их объёма происходит отжатие поровых вод. Удаляемая вода с большой скоростью поднимается вверх по любым трещинкам, захватывая песчаные зёрна и выносит их на поверхность осадка (рис. 48, г). В ископаемом состоянии сохраняются своеобразные столбчатые текстуры, пересекающие слоистость (рис. 48, д). Если поровые воды мигрируют медленно, процесс затухает, внедрение песчаного материала в осадок прекращается (рис. 48, е).

Текстуры оползания, разрыва и обрушения образуются при деформации неконсолидированных осадков в результате движений, вызванных гравитацией на палеосклонах.

Водонасыщенный глинистый осадок обладает неустойчивостью и при любых сотрясениях начинает перемещаться по палеосклону, вовлекая в это движение слои, залегающие над поверхностью скольжения.

В большинстве случаев возникают мелкомасштабные складки, при ускоренном скольжении образуются относительно крупные складки с крутыми углами наклона крыльев. При медленном скольжении осадка на пологом склоне образуются линейные складки течения, иногда осложнённые мелкой складчатостью. Так формируются текстуры оползания (рис. 48, ж).

Нередко наблюдается образование мелких разрывных нарушений – образуются текстуры разрыва (рис. 48, з).

Оползание обычно захватывает несколько чередующихся слоёв.

В результате массированного течения этих материалов за продолжительное время происходит частичное или полное разрушение слоистости. Маломощные слои разбиваются на отдельные фрагменты, которые могут быть в разной степени отделены друг от друга. Образуются текстуры обрушения (рис. 48, и).

Как правило, неокатанные и полуокатанные обломки сложены глинами, нередко слоистыми, а пространство между ними заполнено песчаным материалом. Так формируются брекчиевидные породы (псевдобрекчии) с неокатанными обломками, имеющими неровные рваные края, и конгломератовидные породы (псевдоконгломераты), в которых преобладают полуокатанные обломки, хотя могут присутствовать и угловатые.

Биогенные текстуры создаются деятельностью животных и растений или их остатков. Н.В. Логвиненко в своем учебнике [8] дает краткую характеристику органическим остаткам в осадочных породах. Наиболее важными биогенными породообразователями являются организмы с известковой раковиной или скелетом (фораминиферы, кораллы, мшанки, брахиоподы, пелециподы, гастроподы, остракоды, кокколитофориды, водоросли); с кремневой раковиной или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи); организмы, концентрирующие углерод, дающие начало торфу и углям (псилофитовые, папоротникообразные, папоротники, хвойные, кордаитовые, цветковые), нефти и битумам (фито- и зоопланктон морей, растительный детрит, принесенный с суши).

г) схема образования песчаных даек Деформация слоистости на палеосклонах а, б, ди юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция;

а) послойные скопления раковин пелеципод с тонкой концетрической глинистой породе онихиты белемнита Ихнофоссилии (следы жизнедеятельности организмов) г) Skolithos д) Teichichnus папоротникообразных сидеритовой породе Юра юго-востока Западной Сибири; авторская коллекция Ископаемые остатки фауны окаменелости представлены раковинами, створками, внутренними ядрами, слепками, фрагментами скелетов, разнообразными обломками и их скоплениями (рис. 49, а, б, в), а также мелким неопределимым раковинным детритом.

Черви и некоторые другие организмы, не имеющие твердого скелета или раковины, в ископаемом состоянии не сохраняются, однако в осадке, где они обитали, встречаются следы их жизнедеятельности, которые называются ихнофоссилиями. Эти текстуры отличаются от настоящих организмов тем, что они не могут перерабатываться и переоткладываться.

Следы жизнедеятельности изучались в разных регионах и отложениях широкого стратиграфического диапазона [39, 40, 9, 8, 44, 38, 21].

Наиболее часто встречаются ихнофоссилии Skolithos, представленные субвертикальными цилиндрическими норками различного размера. Они заполнены осадком, аналогичным вмещающему и имеют очень неровную мелкобугорчатую поверхность стенок (рис. 49, г).

Широко распространены ихнофоссилии Teichichnus в виде норок диаметром около 10 мм, выполненных тонкослоистым глинисто-алевритовым материалом (рис. 49, д). Ихнофоссилии Chondrites отмечаются в глинистых породах в виде мелких (диаметром около 1 мм) ходов, заполненных светлым алевритовым материалом (рис. 49, е).

Ходы илоедов могут располагаться в горизонтальной плоскости на границе между слоями. На поверхности керна они выглядят в виде валиков диаметром 35 мм, причудливо изгибающихся ихнофоссилии Palaeophycus (рис. 49, ж).

Сохранность растительных остатков зависит от условий формирования осадка. Тончайшие веточки, листья сохраняются только в спокойной обстановке на месте образования осадка (рис. 49, з). При переносе растительные остатки ломаются, их величина зависит от активности среды переноса и расстояния (рис. 49, и). Иногда в породе сохраняются остатки корневых систем, нарушающих первичную текстуру переслаивания (рис. 49, к).

2.2.2. Постседиментационные (вторичные) текстуры Диагенетические текстуры начинают формироваться в раннюю стадию в виде оолитов, мелких кристаллов, распространенных по всему слою слабо консолидированного осадка (рис. 50, а, б). Позднее рост отдельных кристаллов в этой мягкой породе способствовал образованию звездчатых и копьевидных форм (рис. 50, в).

Перераспределение диагенетических минералов вследствие неоднородности среды и, соответственно изменения рН, Eh и концентрации иловых растворов приводил к образованию конкреций. По своему составу конкреции бывают пиритовые, сидеритовые, кремневые, фосфатные, железо-марганцевые. В породе они располагаются согласно с напластованием, а также приурочены к границам раздела слойков (рис. 50, г, д, е, ж).

При наличии слоистости рост конкреций приводит к деформации слоистости, слойки обтекают конкрецию (рис. 50, з).

К диагенетическим образованиям относятся также различные псевдоморфозы пирита по раковинам и обугленным растительным остаткам (рис. 50, и).

К катагенетическим текстурам относятся текстуры растворения и минерального новообразования. Последние представляют собой разнообразные трещины, выполненные новообразованными минералами.

В известняках вторичный кристаллический кальцит выделяется в открытых трещинах и порах породы (рис. 51, а). В песчано-алевритовых породах широкое развитие получают секущие слоистость кварцевые жилки и линзочки (рис. 51, б, в), дендритоподобные трещинки и натеки, выполненные гидроксидами железа (рис. 51, г, д).

К текстурам растворения относятся стилолитовые, сутурные, фунтиковые.

Стилолитовая текстура представляет собой зубчатые швы, ориентированные преимущественно почти параллельно плоскостям наслоения (рис. 51, е). Высота зубцов достигает 12 см, а в отдельных случаях десятков сантиметров.

Сутурная текстура морфологически близка к стилолитовой, но высота зубцов не превышает 5 мм (рис. 51, ж).

В плоскости, параллельной наслоению, сутурно-стилолитовых текстуры выглядят как мелкобугорчатые поверхности, по которым сочленяются подстилающие и перекрывающие слои карбонатных (известняки, доломиты), соляных и иногда обломочных пород. Между этими поверхностями в зубцах сутурно-стилолитовых швов нередко концентрируются битуминозные, глинистые и песчаные частички, обугленный растительный материал и другие малорастворимые соединения (рис. 51, з).

Оба описанных выше типа текстур возникают в результате избирательного растворения пород под давлением [10].

Фунтиковая текстура напоминает стилолитовую. Это одна из редких форм сочленения подстилающих и перекрывающих слоев пород.

На одной из контактирующих поверхностей имеются выступы конической формы, а на второй в соответствующих местах углубления такой же формы («фунтики»). Высота конусов составляет от долей до нескольких сантиметров (рис. 51, и). Такие текстуры характерны для известняков и мергелей [10].

а) оолиты сидерита в б) глобули пирита в в) звездчатые кристаллы Расположение конкреций согласно с напластованием породы ж) приуроченность конкреции пирита к границе раздела слойков Юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция а) прожилки б, в) прожилки кварца, пересекающие слоистость в перекристаллизации в известняке г)дендритоподобные прожилки оксидов железа в сидерите ж) сутурная известняке а, б, в, г, д, з верхняя юра юго-востока Западной Сибири; авторская коллекция;

е карбон западного Казахстана, по Т.А. Лапинской и Б.К. Прошлякову, 1981 [31];

ж верхний карбон Прикаспийской впадины [10]; и – мел Крыма [50] По М.С. Швецову [50], фунтиковая текстура образуется в результате сдавливания, растворения и перекристаллизации под тяжестью вышележащих пород. Образованию конусов предшествует перекристаллизация кальцитового прослоя в игольчатые кристаллики кальцита, вытянутые перпендикулярно слоистости. Давление и растворение приводит к образованию текстуры «конус в конус» в тех случаях, когда известняки состоят не из беспорядочно расположенных зернышек кальцита, а из слоечков, сложенных игольчатыми однообразно ориентированными кристаллами.

Давление образует конические поверхности скольжения, угол между которыми и направлением осей кристаллов близок к углу ромбоэдрической спайности кальцита.

Текстуры метагенеза образуются под действием давления и перекристаллизации. В хемогенных породах широкое развитие получают стилолиты, а в глинистых породах формируются сланцеватые (микрослоистые, по М.С. Швецову) текстуры. Они характеризуются ориентировкой чешуйчатых минералов перРис. 52. Плойчатая пендикулярно направлению давления. Разно- текстура в глинистовидностью сланцеватой текстуры является углистой породе.

плойчатая текстура, отличающаяся волнисто- Средний карбон стью и мелкими смятиями тончайших слоеч- Донецкого бассейна [53] ков (рис. 52).

Структура совокупность морфологических признаков, таких, как размер, форма частиц, их взаимоотношение и степень кристалличности вещества. Это преимущественно микроскопический признак, хотя для крупнообломочных и крупнозернистых хемогенных пород структуры выявляются макроскопически. Для каждого класса пород в зависимости от состава, условий образования и вторичных преобразований, они имеют свои особенности.

Структуры обломочных пород определяются, главным образом, размером частиц и отчасти их формой (табл. 2).

Для хемогенных пород характерно кристаллически-зернистое строение. Классификация структур построена также с учетом размера и формы кристаллов их агрегатов (табл. 3).

Классификация обломочных пород по структурным признакам, по Н.В. Логвиненко [8] Размеры частиц, Классификация структур хемогенных пород, по Б.К. Прошлякову и В.Г. Кузнецову [10] Порфиробластовая На фоне однородной мелкозернистой массы выделяются более крупные зерна Форма зерен и Оолитовая В массовом количестве присутствуют оолиты, диаметр зерен 0,11,0 мм их агрегатов Внешне неотличимы от оолитов, но в разрезе сферолита (под микроскопом) видно Структуры пород, в составе которых большое участие принимают остатки организмов, определяются степенью сохранности этих остатков и их количеством. Выделяются следующие структуры [10]:

• биоморфная при хорошей сохранности скелетных остатков организмов;

• детритовая порода почти полностью состоит из скелетных обломков размером крупнее 0,1 мм;

• биогенно-шламовая скелетные остатки размером менее 0,1 мм находятся в раздробленном состоянии.

Структуры глинистых пород приведены по М.Ф. Викуловой в книге Б.К. Прошлякова и В.Г. Кузнецова [10]:

• пелитовая характеризует породу, состоящую почти полностью из частиц размером < 0,01 мм;

• алевропелитовая свойственна глинам, содержащим примесь алевритового материала в количестве до 50 %;

• псаммопелитовая характеризует глины, содержащие примесь песчаного материала в количестве 510 %;

• порфиробластовая выделяется по наличию хорошо развитых кристаллов и минеральных агрегатов в однородной тонкодисперсной глинистой массе;

• ооидная представляет собой тонкодисперсную глинистую массу, в которой рассеяны округлые образования (ооиды) разной величины, сложенные таким же, как и основная масса, или отличающимся от неё материалом;

• фитопелитовая характеризуется наличием растительных остатков в основной глинистой массе породы.

Второй важной стороной структуры, которая определяет многие физические свойства пород и несет генетическую информацию, является форма зерен. Различают первичную и вторичную форму. Первичная форма кристаллов выражается в их идиоморфности, т.е. способности образовывать свойственную данному минералу кристаллографическую форму. В шлифах отмечается общий вид кристаллов, или их габитус:

кубический, призматический, таблитчатый, игольчатый, волокнистый, ромбоэдрический (рис. 53, ад). Округлую форму имеют и сохраняют осадочные образования органические остатки, некоторые минералы, конкреции, оолиты, сферолиты (рис. 53, ж, з, и).

Из вторичных изменений первичной формы наиболее распространены окатанность, регенерация, коррозия зерен, а также изменение формы при перекристаллизации.

г) обломок кислого эффузива (слева), кристаллы циркона (вверху) и рутила в кварцевых зернах ж) радиолярии Шлифы: ад, з верхняя юра юго-востока Западной Сибири, авторская коллекция;

ж нижняя юра Дальнего Востока [56]; е по М.С. Швецову [50]; и по Н.В.

Логвиненко [8], Б.К. Прошлякову и В.Г. Кузнецову [10] Окатанность оценивается по 3-х бальной шкале [12]:

1) угловатые или плохо окатанные углы не несут следов сглаживания или слегка закругленные (рис. 54, а);

2) полуокатанные закругленные углы и наиболее резкие грани, первичная форма узнается хорошо (рис. 54, б);

3) окатанные обработаны все углы и рёбра, вогнутых граней нет и зёрна приобретают округлую или овальную форму (рис. 54, в).

Следует иметь в виду, что степень окатанности определяется не только временем окатывания, но и размером зерен: обломки мельче 0,05 мм практически не окатываются, так как переносятся чаще всего во взвешенном состоянии, а в крупнозернистых песчаниках неокатанными оказываются и относительно крупные зерна. Этим выражается связь формы и размера, которую надо постоянно фиксировать [12].

При регенерации наблюдается изменение первичной формы: округлые зерна приобретают кристаллографическую форму, а кристаллографические грани сглаживаются, зерна увеличиваются в размерах, благодаря интенсивной регенерации (рис. 53, г, д, е).

При растворении возникает коррозионная форма. Отмечаются слабо- (до 25 %), средне-(до 50 %) и сильнокорродированные (> 50 %) зерна (рис. 54, ж, з).

При перекристаллизации образуется в разной степени аллотриоморфная структура, когда зерна приобретают лапчатые и зубчатые очертания (рис. 54, и).

Укладка зерен во многом определяет прочность породы, её пористость и проницаемость. Способ укладки определяется режимом накопления осадка: при быстром осаждении переносимого материала укладка наименее плотная (пролювий), а при колебательных движений воды (волнение, эоловый перенос) наиболее плотная. Укладка меняется в постседиментационные стадии жизни осадки и породы: она, как правило, становится более плотной.

Укладка определяется также формой зерен, в частности степенью уплощенности: плоские обломки обычно приводят к более плотной упаковке. Способ укладки влияет на проницаемость, так как от него зависит диаметр наименьшего живого сечения, т.е. площадь поровых каналов в наиболее узком месте.

При раннем и неполном заполнении пор гидрохимическим цементом рыхлая укладка сохраняется довольно долго и порода остается пористой. При полном заполнении пор той же породы мы будем иметь совершенно иной тип строения (и он отличается только упаковкой), хотя все особенности структуры и текстуры одинаковы. Это показывает, что упаковка является самостоятельной стороной строения, определяется как расположением зерен, также и количеством материала в единице объема [12].

а) угловатые и плохоокатанные Рис. 54. Вторичная форма осадочных зерен.

Шлифы. Верхняя юра юго-востока Западной Сибири; авторская коллекция 2.4.1. Обломочные и вулканогенно-осадочные породы К группе обломочных относятся породы, в которых обломочная часть составляет более 50 % от суммы всех компонентов. В основу классификации обломочных пород положены их структура (размер частиц), наличие цемента и минералогический состав.

Обломочные породы, в которых присутствует свыше 25 % обломков размером более 1 мм по длинной стороне, называются крупнообломочными.

В крупнообломочных породах различают три составных элемента:

• обломки пород или минералов размером > 1мм;

• заполняющее вещество, представляющее собой относительно более тонкий обломочный материал, например, песок, отложившийся одновременно с крупными обломками;

• цемент или связывающее вещество, обычно эпигенетичное по отношению к обломкам и заполняющему материалу, представленное кальцитом, кварцем, глинистыми минералами, оксидами и гидроксидами железа, которые образуются из коллоидных или истинных растворов.

Крупнообломочные породы, состоящие из угловатых обломков называются брекчиями (рис. 55, а, б, в), из окатанных конгломератами (рис. 55, г, д, е), Важным типом крупнообломочных пород являются конгломерато–брекчии. Они бывают двух типов. Первый из них характеризуется тем, что одновременно накапливаются окатанные и угловатые обломки, имеющие и неодинаковый состав, и разное происхождение, т.е. принесённые из разных источников сноса (рис. 55, ж).

Конгломерато-брекчии второго типа возникают на промежуточной стадии окатывания обломков; в этом случае окатанность обломков определяется их устойчивостью в процессе транспортировки (рис. 55, з).

Конгломераты по генетическим признакам разделяются на базальные и внутриформационные [8].

Для базальных конгломератов характерны (рис. 55, д):

1) хорошая окатанность и разный минералого-петрографический состав галек, свидетельствующий о длительном нахождении их в движении и приносе из разных областей размыва материнских пород;

2) преобладание обломков относительно твёрдых и крепких пород;

3) преимущественно песчано-гравийное заполняющее вещество.

Базальные конгломераты залегают в основании осадочных трансгрессивных толщ.

крупнообломочная с углисто-глинистым ж) конгломерато-брекчия обломки принесены из разных областей а, б Интернет, сайт http: /www. science. siu. edu //geology/. html;

в, г по В. Шуману, 1986 [79]; д и юра юго-востока Западной Сибири;

Внутриформационным конгломератам свойственны (рис. 55, е):

1) слабая окатанность обломков, объясняющаяся образованием их путём разрушения местных пород;

2) преобладание обломков мягких пород, например, глин, слоистых алевролитов;

3) разнообразие заполняющего вещества.