Полная версия

Главная arrow География arrow Литология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

СТРАТИСФЕРА: ПРОЦЕССЫ И СТАДИИ ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ И ПОРОДНЫХ ИЗМЕНЕНИЙ

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПРОЦЕССОВ, ТЕРМИНОЛОГИЯ

Стратисферой Л.В. Пустовалов назвал совокупность осадочных пород, возникших за всю историю Земли, сохранившихся от денудации и не перешедших в состояние метаморфических образований. Это создание зоны осадкообразования, т.е. космических и планетарных сил, которые господствовали в течение долгого геологического времени, с тех пор как на Земле появилась твердая кора. И это саморазвивающаяся сложная флюидно-породная система. В ней осадочные породы рождаются из осадков и претерпевают многоэтапные вещественно-структурные преобразования. Вместе с ними в стратисфере рождаются артезианские воды, нефть, горючий газ, каменные угли и стратиформные руды многих металлов.

Стратисфера представлена совокупностью множества бассейнов породообразования (разнотипных впадин, выполненных осадочными толщами) и складчатых систем (вторично дислоцированных породных бассейнов). Будучи порождением древних зон осадкона- копления, она хранит в себе важнейшую о них информацию, которая воплощена в особенностях вещественного состава, структуры, текстуры пород и в закономерностях их сочетания внутри стратисферы. Однако эта информация, как правило, оказывается в той или иной мере утраченной или же существенно искаженной разнообразными литогенетическими процессами, на которые оказывал влияние комплекс многих факторов экзогенной и эндогенной природы.

Отсюда следует, что любой исследователь геологического прошлого должен помнить о том, что стратисфера не есть нечто неизменное и закосневшее в своей первозданности. Напротив, она постоянно и длительно эволюционирует, все время меняя свой состав и строение под воздействием вышеупомянутых процессов. Их надлежит непременно раскрыть и понять с тем, чтобы постигнуть сущность событий геологического прошлого. Вместе с тем сведения о внутристратисферных процессах в геологической литературе освещались до недавнего времени очень неравномерно.

Автор предпринял попытку систематизировать все эти сведения (О.В. Япаскурт, 1999). В ходе работы над данной проблемой становилось очевидным, что надо вернуться к конкретизации формулировок, упорядочению и типизации таких основополагающих понятий, как «процесс» и «фактор» (см. гл. 3), а затем ранжировать иерархичность соответствующих им природных явлений. Ранжирование этих категорий — необходимый шаг к выполнению системного анализа условий длительного и сложного эволюционирования стратисферы. Свойственные ей процессы группируются по одному из нижеследующих шести признаков.

I. По морфологическому признаку: с учетом изменения состава компонентов осадка (минеральных и органических), а также их формы, размеров, взаиморасположения и пространственной ориентировки, т.е. с учетом возникновения вещественных, структурных и текстурных новообразований (и разрушения прежних образований).

II. По генетическому признаку: механические (механогенные); химические (хемогенные); физико-химические, к которым относится коагуляция коллоидных растворов; хемобиогенные; биологические (биогенные).

III. По направленности процессы: конструктивные; деструктивные.

IV. По временной соподчиненности: первичные (фоновые); вторичные (наложенные).

V. По стадиально-возрастному принципу: раннедиагенетические; позднедиагенетические; раннекатагенетические; позднекатагенети- ческие; раннеметагенетические; позднеметагенетические; прогрессивно-метаморфические; регрессивно-эпигенетические.

VI. Процессы могут быть ранжированы по масштабности их проявления, для разных уровней системной организации вещества: всей стратисферы; отдельной ее формации; комплекса фаций; отдельной породы (литотипа); отдельного породного компонента. На последнем рубеже мы остановимся и с него начнем этот обзор, потому что на атомарном уровне процессы изучаются геохимией.

Гравитационное уплотнение — типично механогенный процесс, приводящий к компактной упаковке породных компонентов, вплоть до возникновения пластических или хрупких деформаций у некоторых из них. Этот процесс наиболее часто является предметом рассмотрения в учебниках и учебных пособиях, так как его признаки вполне очевидны и заметны при петрографических наблюдениях шлифов проб, взятых из однотипной породы в керне скважины на разных глубинах.

Особенно подробно уплотнение охарактеризовано при описаниях последствий «фактора давления» в книгах Н.В. Логвиненко (1968), Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой (1987), Б.А. Лебедева (1992). Там же наглядно показаны графики и формульные расчеты, связывающие разные степени уплотнения глинистых и обломочных пород с изменениями их пористости, проницаемости и других физико-механических параметров.

Следы сильного механического уплотнения бывают наиболее доступны прямому оптическому наблюдению в шлифах из песчаных пород полимиктового состава, насыщенных обломками пород, изначально пластичных (в основном глинистых) или слюд. В такие обломки вдавливаются, как стержни в пластилин, более твердые соседние минеральные частицы. Тогда в срезе шлифа видятся выпукло- вогнутые контакты между ними, именуемые конформными границами.

Конформность может быть обусловлена также иными причинами — химическим растворением минерала (см. ниже), а потому, описывая данное образование, следует особо подчеркивать, что здесь была проявлена «механическая конформность». Она возникает в БП, как правило, на начальных этапах погружения пород.

Коррозия минералов и ее признаки описаны в гл. 3. Однако в стратисфере мы чаще всего наблюдаем ее разновидность — гравитационную коррозию седиментогенных минералов. Они, будучи сдавленными и соприкасаясь друг с другом, образуют каркас, воспринимающий основную нагрузку вышележащих толщ. Из-за малых, почти точечных размеров мест соприкосновения компонентов, векторы давления внутри их каркаса распределяются очень неравномерно. В местах точечных контактов локализуются максимально высокие давления, которые способны активизировать процесс химического растворения любого минерала. Немаловажное значение здесь приобретает также глубинное повышение температуры, влияющее на изменения pH межзерновых растворов и ускоряющее химио ческие реакции. Их результаты наиболее отчетливо видны при микроскопических наблюдениях шлифов песчаников, у которых в результате сочетания механического уплотнения с растворением минеральных частиц возникают своеобразные постседиментаци- онные структуры: конформные, инкорпорационные и микростилол- шповые (сутурные); они в отечественной литературе именуются общим термином «структуры гравитационной коррозии» (рис. 4.1).

Перечисленные термины внедрил А.В. Копелиович (1965). Он же и раскрыл механизм их возникновения: так как растворимость ве-

Зарисовки шлифов песчаников из различных зон катагенеза (А — слабого, или начального; Б, В — глубокого, или позднего) и метагенеза (Г— раннего;/!, ?— позднего) (по О.В. Япаскурту)

Рис. 4.1. Зарисовки шлифов песчаников из различных зон катагенеза слабого, или начального; Б, В — глубокого, или позднего) и метагенеза (Г— раннего;/!, ?— позднего) (по О.В. Япаскурту).

Состав обломков: Q — кварц; Р1 — плагиоклаз; L — литокласты; Bi — биотит. Аутигенные образования: q — кварц (поровый и регенерационный); h — хлорит; s — гидрослюда и сев рицит; а — альбит; lm — ломонтит; са — кальцит; е — эпидот. Структуры: к — конформные; i — инкорпорационные; rg — рекристаллизационно-грануляционные бластические; b —

полоски Бема (в кварце) щества зависит от давления, а также от различия в давлении, под которым находится твердая и жидкая фазы, то в разных точках породы возникают различные концентрации растворенных элементов. Диффузия, приводящая к выравниванию концентраций, вновь создает неравновесное состояние раствора и погруженных в него зерен. В точках повышенных напряжений раствор окажется недонасы- щенным, вследствие чего зерна будут продолжать растворяться. А в соседних участках, где напряжения менее значительны, раствор окажется перенасыщенным, и там будет происходить регенерация и рост обломочных зерен.

Эта цитата наглядно иллюстрирует генетическую взаимосвязь четырех «элементарных» процессов: двоих вышеописанных, а также диффузии вещества и аутигенеза, о которых речь пойдет ниже.

Аутигенез и его механизмы были кратко охарактеризованы в гл. 3. К их описанию добавим, что в стратисфере эти процессы господствуют. Там хемогенной садке минералов из растворов поровых вод способствует физико-химическая открытость системы, т.е. возможность оттока из этой системы газоводных флюидов. Известно, что между флюидной и минеральной ее фазами существуют условия неустойчивого равновесия, нарушения которых влекут за собой в одних случаях растворение, а в других — кристаллизацию твердой фазы. Это наглядно иллюстрируют соотношения между углекислотой, водой и карбонатами:

При удалении из этой системы С02 реакция, согласно принципу Ле-Шателье, сместится влево, в сторону кристаллизации СаС03 (как известно, бикарбонат кальция хорошо растворим, а карбонат — растворим слабо). Удалению же С02 способствует любое нарушение сплошности осадка, в том числе перемешивание его роющими животными — червями, моллюсками, ракообразными (биотурбации). На последиагенетических стадиях литогенеза оттоку С02 способствует формирование зон трещиноватости, кливажных швов, разломов и микроскладок.

Все вышеперечисленное применимо не только к кальциту, но и к иным карбонатам — сидериту например. В результате подобных процессов возникают либо рассеянные в осадке кристал - лически-зернистые карбонаты, либо их стяжения в форме разнообразных конкреционных тел. Таким способом обеспечивается перераспределение карбонатного вещества: из одних слоев оно полностью удаляется, а в соседних с ними слоях — концентрируется.

Если бы мы пожелали привести еще примеры, то они заняли бы очень много места. Следовало бы коснуться условий кристаллизации кварца, альбита, слоистых силикатов, сульфатов, фосфатов, оксидов и гидроксидов Fe и Мп, цеолитов и множества других минеральных образований. Адресуем интересующегося ими читателя к соответствующим учебным пособиям и монографиям В.А. Дрица и А.Г. Кос- совской (ссылки см. в гл. 7) и О.В. Япаскурта (1999, 2004, 2005).

Задержимся только на некоторых характерных признаках аутиген- ности и конкретных примерах их наблюдения с помощью оптической и электронной микроскопии. Если это кристаллическизернистые или аморфные агрегаты, то они приспосабливаются к промежуточным плоскостям между компонентами седиментогенной природы (обломочными, биоморфными, биоморфно-детритовыми, вулканокласти- ческими и др.). Кристаллически-зернистый аутогенный агрегат обладает идиоморфной, гипидиоморфной и реже ксеноморфной микроструктурой с характерным «шахматным», т.е. попеременным, угасанием и просветлением разноориентированных кристаллов по мере вращения столика микроскопа (при скрещении николей). Такая картина свойственна многим видам цемента в обломочных породах. В случае пленочных окаймлений обломков аутогенные кристаллики группируются более или менее упорядоченно (например, радиально — в крустификационных каемках, см. рис. АЛ, А).

Хорошо известная форма проявления аутигенеза — регенерация седиментационных минералов — процесс восстановления обломками кристалла своей нормальной (плоскогранной и прямореберной) формы вследствие его нахождения в среде перенасыщенных растворов соответствующего состава. В осадочных толщах таким процессом бывают обычно затронуты в песчаниках и гравелитах минеральные зерна кварца (рис. 4.2), полевых шпатов, карбонатов, эпидота, граната и другие или фрагменты некоторых скелетных остатков в детритовых известняках (в основном членики криноидей и иглы морских ежей калыдитового состава). Главным условием регенерации является подток извне необходимого вещества к поверхности зерна. Вот почему в нижних слоях стратисферы регенерационные структуры песчаников бывают так тесно связанными с гравитационно-коррозионными структурами (см. подразд. 4.2.3).

Отметим общие морфологические признаки всех регенерационных структур. Обрастая каймой, минерал осадочной породы почти никогда не достигает совершенной формы, потому что ему мешают соседние тесно сгруппированные компоненты. Из-за этого он имеет вид пленки или отдельных отростков и может выглядеть наподобие

Массовая регенерация обломочных зерен кварца в песчанике рифейского возраста одного из авлакогенов Русской плиты

Рис. 4.2. Массовая регенерация обломочных зерен кварца в песчанике рифейского возраста одного из авлакогенов Русской плиты.

Полуокатанные контуры первичных обломков хорошо заметны благодаря сохранившимся непрозрачным (черным) глинисто-железистым оторочкам раннего пленочного цемента. Более поздний регенерационный кварц, прорастая через эти пленки, крепко припаивает друг к другу соседние зерна (шлиф с анализатором; размер обломочных зерен около

0,25-0,5 мм)

обыкновенного цемента пленочного или порового типа (см. рис. 4.1, В, Г). Но от последних регенерационную кайму отличает общность ее оптической ориентировки с ориентировкой окружаемого каймой кристалла. Это легко проверить, включая попеременно анализатор в микроскопе и поворачивая предметный столик. Погасание и просветление у зерна и регенерационных наростов будут синхронными.

Ранее речь шла о зернистых аутогенных новообразованиях. Применительно к слоистым силикатам (глинистым минералам в частности) аутигенность установить труднее. Но остается действенным главный ее принцип: упорядоченности «рисунка», созданного минеральными частичками. Наглядный пример — крустификационные иллитовые либо хлоритовые каемки вокруг песчинок (см. рис. АЛ, Л). Они развиваются в неуплотненном осадке или в слабо уплотненной породе на начальных этапах литогенеза (диагенез, ранний катагенез).

Однако при напряженных Р-Гусловиях нижних уровней стратисферы, где минеральные обломки приведены в тесное соприкосно-

Шиповидная структура, образуемая вростками слюды в регенерируемые края песчаных зерен кварца (размер песчинок до 0,2 мм в поперечнике). Карбон Орулганского хребта (Северное Верхоянье)

Рис. 4.3. Шиповидная структура, образуемая вростками слюды в регенерируемые края песчаных зерен кварца (размер песчинок до 0,2 мм в поперечнике). Карбон Орулганского хребта (Северное Верхоянье)

вение, структуры обрастания имеют иной вид — глубоко внедрившихся аутогенных минералов внутрь регенерированного обломочного зерна. Это так называемые шиповидные, или бородатые, структуры врастания слюд и хлоритов в кварцевые и полевошпатовые зерна (рис. 4.3; см. рис. 4.1, Д). Такие образования появляются на самых конечных этапах катагенетической стадии, однако наиболее характерны они для последующей стадии метагенеза (параметры этих стадий см. в подразд. 4.2.3 и 4.2.4).

Труднее выявить аутигенность слоистых силикатов в случаях наблюдений над обломочными породами с цементацией порового или базального типа. Здесь глинистое вещество может оказаться тоже седиментогенным — обломочным заполнителем, или, следуя терминологии Ф. Дж. Петтиджона, матриксом. Матрикс отличается от аутогенных агрегатов хаотичностью микротекстуры. Но это подтверждается только электронно-микроскопическими наблюдениями. Если же глинистая масса не была матриксом, а сформировалась в процессе аутигенеза, то электронно-микроскопический снимок покажет нам упорядоченное сочетание листоватых или пластинчатых частиц в формах: «столбиков монет», «карточных домиков», «лепестков» и др. (рис. 4.4). Такой элемент стадиального анализа чрезвычайно важен и для точной диагностики названия породы (например, при наличии матрикса, по классификации Ф.Дж. Петтиджона, обломочные породы должны быть названы вакки, а в случае

Морфология агрегатов аутигенного хлорита, частично заместившего каркасные силикаты, и взаимоотношения его с аутогенным кварцем в цементе песчаника 1^ Западного Верхоянья, р

Рис. 4.4. Морфология агрегатов аутигенного хлорита, частично заместившего каркасные силикаты, и взаимоотношения его с аутогенным кварцем в цементе песчаника 1^ Западного Верхоянья, р. Леписке (по О.В. Япаскурту, 1992). Растровый электронный микроскоп при разных увеличениях {А, Б, В — хЗООО;Г — хЮ000) аутигенности их глинистого цемента они же представляются как арениты) (см. гл. 6), но еще более важен этот анализ для понимания условий и истории породообразования.

Процессы диффузии в жидкой и твердой фазах имеют чрезвычайно важное значение для обеспечения аутигенеза. Диффузия отмечена везде, в том числе и в стратисфере. А.Е. Ферсман считал ее одним из особенно важных проявлений свойств материи, с которыми связано разнообразие окружающей нас природы. Ученый писал, что отдельные вещества пробивают себе дорогу сквозь твердые тела подобно тому, как капли ртути под давлением проникают через деревянную доску. Далее он очень образно описывает процесс кристаллообразования с участием диффузии, который вполне применим к аутигенезу.

Когда кристалл растет под влиянием заложенных в нем сил взаимного притяжения, он извлекает из окружающего раствора необходимое ему вещество. Вокруг кристалла образуется зона, более бедная данным веществом, чем остальная масса раствора. Но силы диффузии стремятся пополнить эту зону новым притоком вещества. Таким образом, вокруг растущего кристалла мы видим ряд движений и переносов вещества. В основе явлений кристаллизации лежит сила притяжения, с одной стороны, и сила диффузии — с другой. Однако в природе такая кристаллизация идет не только из водных растворов, циркулирующих по свободным трещинам, но и в более или менее сформировавшейся породе, в затвердевающем осадке глины или песка. Шире и интереснее всего сказываются явления диффузии в самой твердой земле (включая стратисферу). Здесь в мельчайших капиллярах и в трещинках, прорезающих породы, идут незаметно медленные, но огромные по своим результатам процессы переноса вещества. Этим сказано все самое существенное о роли диффузионных процессов.

Трансформации (см. гл. 3) тоже чрезвычайно распространены. О них будет подробно рассказано в гл. 7.

Перекристаллизация седиментогенных, или аутигенных, минералов с фазовыми переходами тоже является отличным от аутигенеза процессом. Она бывает присуща в основном изначально хемогенным породам: некоторым карбонатным и соляным (сульфатным и др.) и, возможно, некоторым кремневым. Ее порождения — некоторые разновидности гранобластовых структур. Однако такие же структуры могут возникнуть вследствие и аутигенеза, и кристаллобластеза, и метасоматоза, а потому относительно распространенности данного процесса на литогенетических стадиях до сих пор остается много неопределенностей, подлежащих уточнению в будущем.

Кристаллобластез — это процесс перекристаллизации породообразующих компонентов в твердом состоянии, без фазовых переходов, но при участии межкомпонентных растворов (так называемой кристаллизационной среды). Он нуждается в притоке извне энергии динамотермальной активации.

На своей зачаточной стадии структуры бластеза достаточно уверенно и просто опознаются в петрографических шлифах песчаников, содержащих обломочный материал и аутигенный кварц (рис. 4.5; см. рис. 4.1, Г). Методика обнаружения таких структур с помощью периодического включения и выключения анализатора в поляризационном микроскопе в подробностях описана И.М. Симановичем (1978) и (впоследствии) автором. Содержание ее сводится к следующему. Кристаллобластез на начальных этапах метагенеза затрагивает в основном периферические участки обломочных зерен и регенерационные кварцевые каемки. Сущность процесса сводится к бласти- ческому замещению кварца кварцем, осуществляющемуся в результате движения границ зерен. Это можно увидеть при скрещении николей. В таком случае граница между минеральными агрегатами, имеющими вследствие разных оптических ориентировок разную тональность интерференционной серой окраски, далеко не везде совпадает с изначальными (конформными и инкорпорационно-регенерационными) контурами раздела песчаных зерен, хорошо заметными при выклю-

Метагенетические структуры рекристаллизационно-грануляционного бластеза на контактах трех обломочных зерен кварца в метапесчанике Сверхоянского комплекса (фотоснимок Д.А. Золотарева)

Рис. 4.5. Метагенетические структуры рекристаллизационно-грануляционного бластеза на контактах трех обломочных зерен кварца в метапесчанике С2 верхоянского комплекса (фотоснимок Д.А. Золотарева).

Шлиф с анализатором (размер обломков в поперечнике 0,2 мм) ченном анализаторе. Происходит частичный переход оптической ориентировки из одного кварцевого зерна в другое (соседнее) зерно, совершающийся иногда даже через более раннюю регенерационную кайму между ними. При переменном включении и выключении анализатора представляется, что отдельные кварцевые ядра как бы увеличиваются в размерах, поглощая часть площади своего соседа, которая приобретает одинаковую с этим ядром оптическую ориентировку, «погасая» и «просветляясь» вместе с ним по мере вращения столика микроскопа (рис. 4.6, 3, 4).

Причем если на границах между начальными зернами были пузырьки жидкости или частички глинистого вещества, то они совершенно не препятствуют миграции границ в процессе рекристаллизации кварца. И.М. Симанович подчеркивает, что для подобного перемещения большеугольных границ минерала требуется энергия активации. Причиной их движения являются внутренние напряжения в зернах кварца или внешне приложенные напряжения (стресс), или стремление к уменьшению свободной энергии самих границ зерен. С повышением температуры начинает двигаться большая часть границ кварцевых зерен; миграция их происходит все глубже и так, что иногда соседние зерна целиком поглощаются мигрирующей границей. В итоге формируются гранобластические (гра- нобластовыё) структуры (см. рис. 4.6).

А в динамически активных зонах метагенеза (см. подразд. 4.2.4) рекристаллизационные контакты бывают осложнены грануляцией — развитием на участках контакта разноориентированных мельчайших кварцевых индивидов, угасающих в «шахматном порядке». Такие структуры рекристаллизационно-грануляционного бластеза отличны от упоминавшихся выше инкорпорационных катагенетических структур кажущейся «неразъемностью» контактирующих агрегатов зерен в первом случае (см. рис. 4.1, Г).

Метасоматоз — один из широко распространенных в природе процессов. Он свойственен также всем стадиям осадочного породо- образования. Несмотря на это, в литологической литературе метасоматоз освещался в меньшей степени, о нем упоминалось реже, чем о других процессах, а иногда не упоминалось вовсе. За ним всегда признавалась большая роль в гипергенезе и локальноэпигенетических изменениях осадочных комплексов под воздействием на них эндогенных газо-флюидных эманаций в зонах различных тектонических дислокаций. Проявления метасоматоза на стадиях диагенеза и катагенеза многими литологами только молчаливо подразумевались или упоминались как бы мимоходом.

Прогрессивный ряд структур кварцевых песчаных пород и эволюция внутреннего строения обломочного кварца (по И.М. Симановичу и В.А. Кудрявцеву)

Рис. 4.6. Прогрессивный ряд структур кварцевых песчаных пород и эволюция внутреннего строения обломочного кварца (по И.М. Симановичу и В.А. Кудрявцеву):

  • 7 — обломочная структура (в кварце — первичные включения — начальный катагенез)
  • 2 — структуры растворения под давлением (регенерация кварца — глубинный катагенез)
  • 3 — пластическая деформация кварца и начальный рекристаллизационный бластез (ранний метагенез); 4 — метаморфизм (отжиг) кварца, рекристаллизационный бластез (поздний метагенез); 5 — полнобластические структуры (кварц метаморфизован, вклю чения в нем практически отсутствуют — метаморфизм средних ступеней); б — полнобла стические структуры (в кварце появляются включения метаморфогенных минералов —

метаморфизм высоких ступеней)

Масштабность этого процесса при литогенезе явно недооценивалась, а при обнаружении его следов их зачастую трактовали как признаки непременно эндогенной термально-флюидной «проработки» осадочной породы. В связи с этим следует напомнить, что метасома- тический процесс всегда протекает в ходе уравновешивания изначально неравновесной минерально-флюидной системы, а именно такую систему представляют собой вступившие в стадии литифи- капии осадки.

Классическое определение этому процессу дал Д.С. Коржинский в 1936 и 1953 гг., который под метасоматозом предлагает понимать всякое замещение горной породы с изменением химического состава, происходящее как в экзогенных, так и эндогенных условиях, при котором растворение старых минералов и отложение новых происходит почти одновременно, так что в течение процесса замещаемые горные породы все время сохраняют твердое состояние.

Метасоматическое замещение по своей природе может быть разделено на реакционное и диффузионное, а по характеру соотношений исходных минералов с продуктами их замещения — на псев- доморфизацию и метасоматическое замещение с переложением. При этом процессы реакционного и диффузионного замещения тесно взаимосвязаны. Они совершаются не только через капилляры и реакционные пленочные растворы, но и сквозь кристаллическую решетку, легко проницаемую для многих ионов. По характеру переноса вещества метасоматоз подразделяют на диффузионный, инфильтра- ционный, ионно-диффузионный. В большинстве случаев он совершается посредством взаимодействия минералов горной породы с жидким или газообразным раствором, выполняющим поры упомянутой породы.

Следует обратить внимание на то, что к метасоматозу не относятся процессы образования в горных породах пустот выщелачивания и последующего (не синхронного) их выполнения новым минеральным агрегатом (это аутигенез) и процессы преобразования породы, связанные с изменениями в них содержания только воды и углекислоты.

Наиболее характерным порождением метасоматических процессов в осадочных породах служит образование минеральных псевдоморфоз — как следствие установленного Линдгреном «закона постоянства объемов» при замещении, всегда сопровождаемым существенным привносом-выносом вещества. Осуществляясь на атомно-молекулярном уровне посредством химических реакций в системе, горная порода — поровый раствор, метасоматические процессы оказались своего рода буфером или, точнее, инструментом приспособления состава пород к менявшимся условиям среды.

Дегидратация минералов — чрезвычайно распространенный и важный для литогенеза процесс, генетически тесно связанный со многими из вышеописанных процессов. Он сопутствует прежде всего минеральным трансформациям, а также перекристаллизациям минералов с фазовыми переходами и некоторым метасоматическим новообразованиям.

Наиболее изучена и досконально описана минералогами и лито- логами дегидратация смектитов вследствие их трансформации в слюды либо в хлориты вблизи границы между подстадиями раннего и позднего катагенеза. Масштабность этого процесса показана в работах В.Н. Холодова (1983, 2004, 2006 и др.), где были рассчитаны гигантские объемы вод, генерируемых в толщах вследствие трансформаций седиментогенных смектитов. Источниками Н20, помимо смектитов, могут оказаться трансформации других минералов, а также постседиментационные преобразования рассеянного ОВ, которые хорошо известны из работ специалистов нефтяной геологии, упомянутых в начале перечня литогенетических процессов.

Можно присовокупить к этой же группе процессов дегазацию породных компонентов. Наглядные примеры ее описывались В.Н. Холодовым (1983), который объяснял неустойчивость значительной части рассеянных пород реакциями гидролиза, экспериментально обоснованными в работах 1967 г. гидрогеологов И.Г. Киссина и С.И. Пахомова. Эти исследователи показали, что при давлении насыщенного пара и нагревании до 75—120 °С с дистиллированной водой карбонаты гидролизуются по схеме:

При этом первыми гидролизуются карбонатные соединения железа (сидерит), за ними магнезиальные карбонаты и близко к температуре 120 °С с водой реагирует кальцит. Было установлено также, что примесь в этой системе магнезиальных силикатов (монтмориллонита) интенсифицировала данный процесс. В.Н. Холодов, описывая такое же природное явление, подчеркивал, что для успешного осуществления гидролиза рассеянных карбонатов должен действовать определенный фактор: проницаемость вышележащих глинистых покрышек, обеспечивающая возможность для оттока С02 и создающая условия совершенной открытости системы.

Дегазация, а также другие преобразования органических веществ в стратисфере, досконально описанные в трудах Н.Б. Вассоевича (1986) и учебниках по геологии и геохимии горючих ископаемых В.Н. Волкова (2005), Ю.К. Бурлина и др. (1991), здесь не рассматриваются.

Все вышеизложенное относилось к разряду «элементарных» процессов, осуществляемых на уровнях породных внутрислоевых компонентов. Применительно к более высоким уровням организации вещества в рассматриваемой системе (стратисфере) различные комбинации элементарных процессов интегрируются в таксоны более крупного ранга, к анализу которых мы обратимся в следующей главе. Это, например, конкрециеобразование. Оно представляет собой комплекс многих элементарных процессов: аутигенеза (на основе коллоидных и истинных растворов), минеральных трансформаций и перекристаллизаций с фазовыми переходами, диффузии и метасоматоза. К интеграционным процессам относятся также цементация породы, децементация породы, перекристаллизация породы (частичная и полная), стилолитизация, формирование швов флюидо- разрыва, кливажирование, рассланцевание, будинирование. Все они порождают внутри литотипа парагенез соответствующих вторичных структур и текстур.

Внутри каждой толщи осадочных горных пород ее слои и пачки обмениваются между собой флюидами, растворами и переносимыми ими теплом и флюидным давлением, т.е. они обмениваются веществом и энергией. Элементарные и породно-слоевые процессы при этом суммируются не только механически, а объединяются на качественно новом уровне в такие категории сложнейших процессов, как: элизионные, инфильтрационные, гравитационно-рассольные, газогенерационные, нефтегенерационные, миграции нефти и газа, миграции и перераспределения рудных компонентов (об их механизмах см. в подразд. 4.2.3—4.2.6).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>