Осадочная дифференциация вещества

Понятие об осадочной дифференциации вещества ввел в ли­тологию Л. В. Пустовалов в 1940 г.

Сущность представления об осадочной дифференциации за­ключается в том, что при разрушении материнских пород, а так­же при последующем переносе и отложении осадочного материала происходит его разделение (дифференциация) по размеру частиц, плотности и химическим свойствам. В результате этого в бассей­нах конечного стока отлагается,не пестрая смесь всевозможных компонентов, а происходит их раздельное накопление, что обу­словливает формирование осадков определенного состава.

Л. В. Пустовалов различает два типа осадочной дифференциа­ции: механическую и химическую. Одновременно он подчеркивает единство этих процессов, выражающееся в том, что они могут протекать одновременно, взаимно перекрывая друг друга.

Механическая дифференциация проявляется в сортировке обло­мочных частиц в зависимости от их размера, формы и плотности, обусловленной уменьшением энергии потоков, переносящих обло­мочный материал.

Крупные и более тяжелые обломки отлагаются вблизи места их образования, в то время как мелкие и более легкие частицы уносятся от области сноса значительно дальше. В результате та­кой сортировки горные области окаймляются полосой грубообло-мочных осадков, сменяющихся по мере удаления от источника сно­са последовательно песчаными и глинистыми отложениями. Сорти­ровка обломочных частиц по плотности приводит к образованию россыпных месторождений золота и платины, приуроченных к горным участкам рек, характеризующимся высокой подвижностью водной среды.

Дальность переноса зависит также в определенной степени и от формы обломочных частиц: сферические частицы, обладая вы­сокой скоростью падения, оседают первыми, в то время как пла­стинчатые чешуи вследствие большой их плавучести уносятся даль­ше. Примером могут служить пластинки слюды, намного «обго­няющие» зерна других минералов.

Химическая дифференциация вещества заключается в последо­вательном осаждении соединений из водных растворов соответст­венно их растворимости. Л. В. Пустовалов разработал схему, по­казывающую очередность выпадения в осадок различных компо­нентов, формирующих главные типы осадочных пород (рис. 90). Вещества, характеризующиеся плохой растворимостью, — окислы алюминия, железа, кремния и марганца — выпадают в осадок вблизи места разрушения материнских пород при незначительном изменении физико-химических условий среды. В современную эпо­ху рассматриваемые соединения отлагаются почти исключительно на континентах либо в прибрежной части морей. Лучше раствори­мы карбонаты; они могут перемещаться в виде ионных растворов

18«

на значительные расстояния. Наиболее легко растворимые соеди­нения— соли переносятся далеко от места разрушения материн­ских пород и осаждаются в конечных водоемах лишь в результате значительного увеличения их концентрации в растворе. Указан­ные процессы приводят к тому, что в природе локально существу­ют определенные типы осадочных пород — карбонатные, кремни­стые, фосфатные, железистые, галоидные и др.

Продукты осадочной дифференциации, соседние по расположе­нию в рассмотренной выше схеме, обычно встречаются совместно. Так, например, гипсы часто переслаиваются с доломитами и ка­менной солью, но никогда не ассоциируются с бурыми железня­ками и фосфоритами.

Н. М. Страхов подчеркивает, что осадочная дифференциация действительно играет большую

роль в образовании и распре-_________________________ ^

Рис. 90. Схема химической осадочной дифференциации вещества (по Л. В. Пу- ставалову).

делении в земной коре оса­дочных пород и полезных ис­копаемых, но в то же время считает, что схема, предложен­ная Л. В. Пустоваловым, не учитывает многих реально действующих факторов и по­этому не отражает действи­тельного хода осадкообразова­ния. Дифференциация осадоч­ного вещества зависит не только от химических свойств самого вещества, но в значи-

тельной мере и от условий среды, в которой происходит перенос и отложение осадочного материала. Таким образом, подчерки­вается роль климатического и тектонического факторов, характера жизнедеятельности организмов, физико-химических параметров водной среды, в которой происходит осаждение осадков и т. д. Перечисленные факторы в конкретных геологических условиях вызывают отклонения от рассмотренной выше схемы.

Например, соленые морские воды способствуют коагуляции коллоидных частиц железа и марганца, вследствие чего последние отлагаются в прибрежной зоне совместно с песчаными осадками. В рассматриваемом случае возникают породы, сложенные одновре­менно продуктами химической и механической дифференциации.

Значительные изменения в схему осадочной дифференциации вносит жизнедеятельность организмов, в определенных условиях концентрирующих ряд соединений и способствующих накоплению их в осадке (например образование углей).

Большую роль играет тектонический фактор. Условия образо­вания осадков в геосинклинальных зонах и на платформах суще­ственно различны. Для геосинклиналей характерна значительно большая скорость накопления осадков, чем на платформах, пре-

обладание обломочного материала над хемогенным, активное про­явление вулканической деятельности, оказывающей существенное влияние на ход осадкообразования.

В процессе развития Земли роль отдельных факторов претер­певала значительные изменения. Это привело, например, к суще­ственному изменению условий накопления железных руд. Как по­казал Н. М. Страхов, осадочные железные руды в докембрии представляли собой отложения, удаленные от берега. В более мо­лодых породах этот тип руд отсутствует, широкое распростране­ние приобретают мелководные оолитовые железняки, а в мезо­зойскую эру появляются и континентальные железные руды.

Процесс дифференциации вещества неотъемлемо связан с ди­алектически противоположным процессом его интеграции. Осадоч­ный материал, поступающий в зону осадкообразования из различ­ных источников сноса, смешивается. В результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества обра­зуются породы смешанного состава (гибридные).

ДИАГЕНЕЗ

Диагенез — совокупность процессов, превращающих осадок в породу. Сущность этих процессов состоит в физико-химическом уравновешивании сложной и многокомпонентной системы реакци-онноспособных веществ в термодинамических условиях поверхно­сти земной коры.

Твердые вещества, осаждающиеся и неподвижно сохраняющиеся на дне бассейна, образуют осадок. По представлениям Н. М. Стра­хова (1960), свежесформированный илистый (глинистый) осадок обычно представляет собой рыхлое насыщенное водой полужидкое тело, имеющее весьма разнообразный химико-минералогический состав. Важнейшим свойством такого осадка является отсутствие физико-химического равновесия между слагающими его твердыми, жидкими и газообразными веществами. Так, наряду с наличием в осадке свободного кислорода и различных богатых кислородом соединений, таких, как (SO~²), Fe₂0₃/jH₂0 и др., здесь присутст­вуют разлагающиеся остатки животных и растений, создающие восстановительную среду. Развивающиеся в осадке микроорганиз­мы поглощают и выделяют в процессе жизнедеятельности различ­ные химические соединения — сероводород, углекислоту и др., вступающие в реакции с компонентами осадка.

В результате указанных выше процессов существенно изменя­ется состав иловой воды. Если в момент образования осадка на­сыщающая его вода не отличалась по составу от наддонной воды бассейна седиментации, то в ходе диагенетического преобразования она лишается сульфатов, свободного кремнезема и обогащается H2S, СН₄, С0₂, NH₃ и другими соединениями. Существенно изме­няется концентрация водородных ионов (рН) и окислительно-вос­становительный потенциал (Eh). Специфический характер иловой 188

воды приводит к ее взаимодействию с наддонной водой. Из над-донной воды в иловый раствор интенсивно диффундируют и погло­щаются осадком Ог, (S07²) и связанные с сульфатным ионом Са⁺² и Mg+². В то же время накопившиеся в илах газы (С0₂, NH₃, H₂S, СН₄ и т. п.), а также некоторые другие вещества мед­ленно диффундируют в наддонную воду.

В результате диагенеза происходит образование аутигенных минералов вследствие увеличения концентрации в иловом раство­ре того или иного вещества до стадии насыщения. Вначале реак­ции в осадке протекают в присутствии достаточного количества кислорода и воды. В эту первую окислительную фазу осаждаются гидроокислы железа и марганца, фосфатные минералы, глауконит. По мере накопления новых порций осадка среда становится вос­становительной и окисные соединения переходят в закисные. К восстановительной фазе приурочено образование сульфидов и силикатов железа, кальцита, доломита, сидерита и ряда других минералов.

Одновременно с образованием диагенетических минералов про­исходит их перераспределение в осадке — растворение в одних местах и отложение в других. Причиной перераспределения веще­ства осадка является неравномерное изменение в различных его частях Eh, рН и концентрации иловых растворов, вызванное при­сутствием разлагающихся органических остатков, а также пятни­стым расположением первичного материала в осадке. Например, при значениях рН = 8 и более растворяются кремнистые минералы и выпадает нерастворимый в щелочной среде СаСОз. В участках с низким рН СаС0₃ растворяется, а в осадок выпадает SiCb. В ре­зультате перераспределения вещества образуются конкреции (кальцитовые, сидеритовые, фосфатные, марказитовые и др.), а также пятна, линзы и прослои, обогащенные теми или другими минералами.

Рассмотренные Н. М. Страховым процессы, протекающие на стадии диагенеза глинистого осадка, отложившегося в субакваль-ных (морских или озерных) условиях, дают основание считать, что движущей силой диагенетических преобразований является физико-химическая неуравновешенность осадка. Все эти процес­сы идут за счет энергии, заключенной в самом осадке.

Процессы диагенеза весьма многообразны, они зависят суще­ственно как от условий, в которых протекает диагенез, так и от состава осадка. Последний определяет физико-механические свой­ства пород, образовавшихся в результате диагенеза. Н. М. Стра­хов высказал предположение, что в гумидных зонах в результате процессов диагенеза пески и алевролиты уплотняются слабо и мо­гут оставаться рыхлыми и сыпучими, глины теряют текучесть, но еще вполне пластичны и только карбонатные и кремнистые поро­ды подвергаются литификации (окаменению).

Значительно отличаются от рассмотренной выше схемы про­цессы диагенеза, протекающие в субаэральных условиях, т. е. там,

где превращение осадка в породу идет не под покровом воды, а на поверхности Земли. В таких условиях происходит формирование лёсса, континентальных песчано-глинистых отложений, известко­вых туфов и ряда других пород. Во всех случаях субаэрального диагенеза его процессы будут сильно ослаблены, а в ряде случаев не проявляются совершенно.

ЭПИГЕНЕЗ

Эпигенезом называется совокупность процессов, изменяющих осадочные породы в период их существования до начала вывет­ривания или до перехода в метаморфические породы.

В результате эпигенеза преобразуется строение породы, разру­шаются одни минералы и возникают другие, более устойчивые в новых условиях.

В отличие от диагенетических процессов, вызванных внутрен­ней неустойчивостью осадка при изменении физико-химических параметров обстановки, причины эпигенеза обусловлены воздейст­вием на породу внешних сил. Основные факторы эпигенеза — дав­ление вышележащих толщ, возрастание температуры, связанное с погружением породы, напряжения, возникающие при горообра­зовательных процессах, подземные воды, циркулирующие в оса­дочных породах.

Эпигенез проявляется повсеместно как на платформах, так и в геосинклинальных областях. Мощность осадочной толщи может быть различной — от первых сотен метров до 2—4 км. Судя по глубине залегания и непосредственным замерам в буровых сква­жинах, эпигенетические изменения происходят при температуре от 30—50 до 150—200° С и давлении от 100—200 до 1 500—2 000 атм *.

В разрезах, характеризующихся большой мощностью отложе­ний, проявляется эпигенетическая зональность, отражающая зави­симость аутигенного минералообразования от глубины залегания пород. Подобная зональность установлена А. Г. Коссовской и В. Д. Шутовым в мезозойских и верхнепалеозойских отложениях складчатой зоны Западного Верхоянья **. Здесь (сверху вниз по разрезу) выделены следующие четыре зоны, характеризующиеся определенными структурно-минералогическими признаками, физи­ко-механическими свойствами пород и степенью переработки уг­лей: 1) зона неизмененного глинистого цемента, 2) зона хлори­тового и хлорито-кварцевого цемента, 3) зона кварцево-регенера-ционного цемента, или зона кварцитовидных структур, 4) зона кварцево-регенерационного и слюдистого цемента. Каждая из по­следующих зон соответствует большему уровню погружения и ин-

* Н. В. Логвиненко. Постдиагенетические изменения осадочных пород. Л., «Наука», 1968.

** А Г. Коссовская, В. Д. Шутов. Зоны эпигенеза в терригенных комплексах ме-озойских и верхнепалеозойских отложений Западного Верхоянья. Докл. АН СССР, т 103, № 6, 1955.

тенсивности дислокаций, а также более длительному пребыванию в погруженном состоянии.

В последние годы сходного типа зональность установлена в мощной серии среднекаменноугольных терригенных пород Донец­кого бассейна, в осадочном покрове восточной части Русской плат­формы и Западно-Сибирской низменности, а также в других ре­гионах.

В зависимости от интенсивности эпигенетического преобразова­ния пород выделяют различные стадии этого процесса: 1) стадию начального эпигенеза, 2) стадию глубинного эпигенеза и 3) ста­дию метагенеза.

Свойственные каждой стадии ассоциации новообразованных минералов отражают, с одной стороны, термодинамические усло­вия определенных ступеней эпигенеза, а с другой — зависят от со­става исходных пород. С целью выяснения характера эпигенети­ческих преобразований в петрографически разнородных типах от­ложений в последние годы в учение об эпигенезе введено понятие о фациях регионального эпигенеза *.

Фации регионального эпигенеза характеризуются ассоциация­ми новообразованных минералов, возникших при определенном химико-минералогическом составе исходных пород.

В песчаниках, сложенных стойкими минеральными компонента­ми — кварцем, кислыми плагиоклазами и натриево-калиевыми по­левыми шпатами, а также в глинах каолинитового состава возни­кают кварц и на более поздних стадиях — диккит и пирофиллит. Иная картина наблюдается в породах, характеризующихся более разнородным исходным составом и наличием нестойких минера­лов — биотита, роговой обманки, пироксенов, плагиоклазов основ­ного состава, обломков эффузивов и пр. В этом случае начиная с самых ранних стадий изменения пород происходит интенсивное разложение нестойких компонентов и синтетическое и метасома-тическое образование новых минералов, устойчивых в данных тер­модинамических условиях. В зависимости от состава исходных по­род возникают вторичные эпигенетические минералы: кварц, аль­бит, хлорит, гидрослюды, цеолиты, эпидот и др.

Фации регионального эпигенеза не могут рассматриваться как равновесные системы, что отличает их от фаций регионального метаморфизма. Возникающие в процессе эпигенеза минеральные ассоциации содержат наряду с новообразованными минералами многочисленные, в разной степени устойчивые реликтовые компо­ненты, находящиеся в состоянии незавершенного приспособления к данным термодинамическим условиям. Чем более глубинные изменения претерпевают породы, тем отчетливее проявляются в них вновь приобретенные минералогические и структурные осо­бенности.

* А Г. Коссовская, В. Д Шутов Фации регионального эпигенеза и метаге­неза. Изв АН СССР, серия геол, № 7, 1963

19»

Учение об эпигенезе имеет большое практическое значение. В частности, оно играет определенную роль при поисках и развед­ке нефтяных коллекторов, а также при изучении миграции и фор­мирования залежей нефти.

Выщелачивание отдельных минералов и переотложение раство­рившегося материала приводит к изменению пористости и про­ницаемости пород. В ряде случаев присутствие в разрезах среди

пород рыхлых песчаников, а иногда и песков, обусловлено процессами растворения в ста­дию эпигенеза ранее возник­шего цементирующего мате­риала. Однако наиболее обыч­ным следствием эпигенетиче­ского преобразования явля­ется уплотнение породы, связанное с уменьшением ее пористости и проницаемости вследствие структурных и минеральных изменений. Ха­рактер изменения пористо­сти и объемного веса глини­стых пород в зависимости от

плотных литифицированных Обьенныи бес, г/см³

if 1,6 1,8 г,о г,г 2,4 г,в

si

О

5,4

41,8 34,6 27,2 20,0 12,8 Общая пористость, %

 

Рис 91. Зависимость пористости и объ­емного веса глинистых пород от глуби­ны их погружения.

глубины их погружения показан на рис. 91. Уменьшение пористо­сти и увеличение объемного веса, т. е. уплотнение глинистых по­род, происходит более или менее плавно до глубины 3—3,5 км, а затем наблюдается резкий перелом кривой. Исследования по­казали, что изменение физических свойств обусловлено в данном случае минеральными преобразованиями, осуществляющимися в глинистых породах при погружении их на глубину 3—4 км (пере­ход монтмориллонита в иллит).

Глава II

 

КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД

 

В настоящее время еще не создана единая общепринятая клас­сификация осадочных пород. Это связано с многообразием про­цессов, участвующих в образовании осадочных пород, а также с недостаточной изученностью пород этой группы вследствие того, что их углубленное исследование стало возможным лишь по мере развития различных лабораторных методов.

Осадочные породы классифицировались по их происхождению, вещественному составу или иным признакам. Многие из предло-

женных ранее классификаций не получили широкого распростра­нения из-за трудности их практического использования. Примером такой классификации может служить классификационная схема, созданная в тридцатые годы В. М. Батуриным, принявшим за ос­нову фазы исходного вещества, участвовавшего в образовании осадков (твердые продукты разрушения, осадки коллоидных или истинных растворов, пирокластический материал).

Л. В. Пустовалов (1940) предложил классифицировать осадоч­ные породы, исходя из теории осадочной дифференциации веще­ства. Согласно этому принципу он выделяет продукты механиче­ской дифференциации — обломочные породы и продукты химиче­ской дифференциации — железистые, марганцевистые, кремнистые и карбонатные породы. Глины, по представлению автора класси­фикации, полигенетичны и помещены поэтому как в первую, так и во вторую группу. Особые группы составляют породы смешан­ного состава и продукты эпигенеза. Недостатком классификации Л. В. Пустовалова является искусственное разделение группы глин и недостаточное внимание к роли биологического фактора в формировании осадочных пород.

Значительно более широким распространением пользуются классификации, основанные на генетическом принципе. Из мате­риала, изложенного в предыдущей главе, мы видим, что осадоч­ные породы формируются в результате трех основных процессов: за счет осаждения обломочного материала, химическим путем и в результате жизнедеятельности организмов. Эти процессы поло­жены в основу классификации В. И. Лучицкого, выделившего группы обломочных, органогенных и химических пород. Несмотря на кажущуюся согласованность этой классификации с тремя глав­ными факторами образования осадочных пород, она имеет суще­ственные недостатки. Так, например, глины необоснованно отне­сены к группе обломочных пород, в то время как современные дан­ные об условиях образования глинистых минералов свидетельст­вуют о том, что они в значительной мере являются продуктами химического разложения материнских пород. Согласно рассматри­ваемой классификации одна и та же порода может оказаться в различных группах (например известняки химического и органо­генного происхождения).

В учебнике принята классификация, предложенная М. С. Шве­цовым (1958), которая представляется на данном этапе достаточ­но научно обоснованной и удобной для практического использо­вания. Согласно этой классификации, выделены три основные гене­тические группы осадочных пород: 1) обломочные, 2) глины, 3) химические и биохимические.

Обломочные породы образуются из продуктов механического разрушения материнских пород и слагаются главным образом ре­ликтовыми минералами, перешедшими в осадочные породы без изменения химического состава. К этой группе относятся грубо-обломочные, песчаные и алевролитовые породы.

7 Зак 884

Глинистые породы — продукты химического разложения мине­ралов материнских пород. Образование глинистых осадков проис­ходит главным образом за счет коагуляции суспензий.

Химические и биохимические породы слагаются минералами, осаждающимися из истинных или коллоидных растворов либо чи­сто химическим путем, либо при прямом или косвенном участии организмов. Породы этой группы образуются из продуктов хими­ческого разложения минералов материнских пород. К рассматри­ваемой группе относятся алюминиевые, железистые, марганце­вые, кремнистые, фосфатные, карбонатные, сульфатные, галоид­ные породы и каустобиолиты.

В каждой из этих групп породы подразделяются на более мел­кие категории, исходя из различных признаков. Обломочные по­роды классифицируют по величине слагающих их обломков и да­лее по минеральному составу, глинистые породы — по характеру преобразования глинистого вещества и минеральному составу. В группе химических и биохимических пород главным классифи­кационным признаком является их химико-минералогический со­став.

Кроме однородных пород, которые можно легко отнести к од­ной из трех основных групп, существуют и иногда имеют большое практическое значение породы смешанного состава, содержащие два или более генетически разнородных компонентов (например глинистые и обломочные частицы, карбонатные и глинистые и пр.). В современной литературе нет ясности относительно места сме­шанных пород в классификационной схеме. Одни исследователи считают целесообразным выделение пород смешанного состава в самостоятельную группу, подчеркивая при этом особые условия их образования н существенно иные свойства. Другие рассматри­вают породы смешанного состава совместно с «чистыми», относя их к соответствующему типу в зависимости от преобладания того или иного компонента.

Особое место занимают породы, содержащие помимо продук­тов физического и химического выветривания пирокластический материал, образовавшийся при вулканических взрывах. Такие по­роды называют вулканогенно-осадочными. Они занимают промежу­точное положение между породами осадочными и изверженными. Наибольшим распространением пользуются вулканогенно-обло-мочные породы, включенные М. С. Швецовым в группу обломоч­ных. Некоторые исследователи выделяют группу вулканогенно-осадочных пород в самостоятельный тип.

Трудность последовательного использования генетического принципа для классификации осадочных пород заключается в том, что нередко одна и та же порода может быть образована раз­личными способами. В связи с этим предложены классификацион­ные схемы, основанные на генезисе и вещественном составе по­род одновременно, позволяющие избежать крупных генетических групп, включающих породы разнообразного происхождения. Со-

гласно этому принципу, Н. М. Страхов (1960) выделяет следую­щие основные группы осадочных пород: 1) обломочные, 2) глино­земистые (аллитные), 3) железистые, 4) марганцевые, 5) фос­фатные, 6) кремнистые, 7) карбонатные, 8) соли, 9) каустобиоли-ты. Н. В. Логвиненко (1967), принимая за основу классификацию Н. М. Страхова, выделяет глинистые породы в особую группу.