Полная версия

Главная arrow География arrow Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

Процессы осадочного минералообразования и минеральных изменений, их диагностические признаки

Расшифровка процессов осадко— и породообразования (в том числе, осадочного рудообразования) и различных внут- ристратисферных изменений пород и руд — приоритетная задача современной литологии и геоминералогии. Эти процессы чрезвычайно многообразны, разномасштабны и многофакторны. Их систематизации и ранжированию посвящались: переведенная на русский язык книга польских литологов Р. Градзинь- ского, А. Костецкой, А. Радомского и Р. Унруга о седиментацион- ных процессах (Седиментология, 1980) и недавние публикации автора (Япаскурт, 1999; 2005), где главное внимание сосредоточивалось на постседиментационных процессах. Ниже изложены краткие выдержки из этих и др. работ. Начнем с терминологии.

Процесс (от латинского слова processus) — движение вперед — это последовательное изменение чего-либо (Малая Советская энциклопедия, 1960, т. 7, с. 678). Применительно к нашему предмету словосочетание «чего-либо» символизирует минеральный компонент осадка или осадочной породы, то есть механизм и этапность его возникновения, изменения или разрушения. Он (механизм этот) оставляет о себе память морфологическими признаками, которые описаны и проиллюстрированы в руководствах по стадиальному анализу (Махнач, 2000; Япаскурт, 1999) и в отдельных монографиях (Логвиненко, 1968; Лукьянова, 1995; Седиментология, 1980; Эпигенез .... 1971 и др.). Рассмотрим их кратко.

Процессы механогенного образования формы обломочных минеральных частиц на стадии седиментогенеза, выразившиеся в разной степени сферичности и окатанности отдельных кристаллов и их агрегатов (рис. 3.1.) — описаны подробно в каждом учебнике по литологии, а потому здесь не рассматриваются. Напомню только, что самая совершенная (сферичная) форма сечения обломочных частиц достигается в результате многократных перемывов и переотложений одного и того же ма-

Формы обломочных минеральных зерен (по В.Г. Кузнецову)

Рис. 3.1. Формы обломочных минеральных зерен (по В.Г. Кузнецову):

1-6 — первичные, седиментогенные, в том числе, 1 — изометричные, 2 — удлиненные, 3 — резко удлиненные, 4 — окатанные, 5 — полуокатан- ные, 6 — неокатанные (угловатые); вторичные, постседиментационные — 7 — коррозионные, 8 — регенерационные.

териала; а дальность его транспортировки из зоны гипергенеза в конечный бассейн осадконакопления решающего влияния на форму песчаных и алевритовых минеральных зерен не оказывает. Дальность переноса сказывается лишь на форме обломков наиболее крупных псефитовых фракций.

Механогенные процессы тесно сочетаются с хемогенными прежде всего, коррозионными — см. вторичные формы обломочных зерен на рис. 3.1.

Растворение (коррозия) минеральных компонентов,

именуемое в англоязычной литературе «внутрислойным растворением минералов» (по Ф.Дж. Петтиджону), осуществляется, начиная с самых ранних этапов выветривания, и на всех дальнейших стадиях; активизируется при диагенетическом превращении осадка в породу, затем скачкообразно усиливается при переходе от раннего к позднему катагенезу и ослабевает (стабилизируется) к началу метаморфизма. Впоследствии коррозионные процессы вновь могут активизироваться при наложенных регрессивно-эпигенетических (низкотемпературных) изменениях пород внутри стратисферы — на стадиях инверсионно- орогенных перестроек тектонической структуры.

Коррозии в наибольшей степени бывают подвержены минералы из групп ортосиликатов и цепочечных силикатов (оливины, гранаты, пироксены и амфиболы), а также некоторые из каркасных силикатов (прежде всего, кальциевые или существенно кальциевые плагиоклазы). Возрастание химической устойчивости отдельных минеральных видов к их химическому корродированию будет показано ниже, на рис. 7.1. стрелками, которые направлены сверху вниз — к наиболее химически инертным видам: калиевый полевой шпат — мусковит — кварц. Любопытно, что данная схема полностью адекватна хорошо известному пет- рологам бинарному реакционному ряду кристаллизуемых расплавов, по Н.Л. Боуэну и Т. Барту. В этом ряду самыми нестойкими компонентами оказались минералы габбро и диоритов, а наиболее стойкими — из гранитов. Схема учла только породообразующие магматические минералы. Если же добавить к ним акцессории, то рядом с кварцем, согласно максимальной устойчивости, можно было бы поместить циркон, рутил, турмалин и апатит. Однако и эти относительно стойкие к химическим воздействиям минералы тоже корродируются при наличии должных для этого значений pH в окружающей среде. Так, например, в кислых средах (а их создают повышенные концентрации ОВ) растворению, нередко полному, подвержены калишпаты, карбонаты и фосфаты, включая мелкие скелетные остатки. В щелочных же условиях, наоборот, коррозию и растворение испытывают минералы группы кремнезема.

Корродирование обломочных зерен легко опознается в петрографических шлифах по характерным зубчато-клиновидным углублениям (которые называются петрографами «коррозионные заливы»), нарушающим плавные очертания среза минерального зерна (см. рис. 3.1., 7) или скелетного остатка ископаемой фауны.

В стратисфере коррозионные процессы генетически взаимосвязаны с гравитационным уплотнением, диффузией и аути- генезом.

Гравитационное уплотнение — типично механогенный процесс, приводящий к компактной упаковке породных компонент вплоть до возникновения пластических или хрупких деформаций у некоторых из них. Этот процесс особенно подробно охарактеризован при описаниях последствий «фактора давления» в книгах Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой (1987, с. 87-101) и Б.А. Лебедева (1992). Там же показаны графики и формульные расчеты, связывающие разные степени уплотнения глинистых и обломочных породе изменениями их пористости, проницаемости и других физико-механических параметров.

Следы механического уплотнения бывают наиболее доступны прямому оптическому наблюдению в шлифах из песчаников полимиктового состава, которые насыщены обломками пород, изначально пластичных (в основном глинистых) и слюд. В такие обломки вдавливаются, как дробины в пластилин, более твердые соседние минеральные частицы кварца и др. силикатов. Тогда в срезе шлифа видится выпукло-вогнутые контакты между ними, именуемые конформными границами.

Конформность может быть обусловлена также иными причинами — химическим растворением взаимосдавленных минералов. А это уже разновидность иных, упомянутых выше коррозионных процессов, которые активизированы механическими нагрузками — так называемые «гравитационная коррозия» и «стресс-коррозия».

Гравитационная коррозия и стресс-коррозия седимен- тационных минералов наиболее отчетливые следы оставляют в породах обломочных — песчаниках и гравелитах. В них возникают своеобразные микроструктуры на границах между прижатыми друг к другу зернами кварца или полевых шпатов, или др. каркасных и островных силикатов: конформные (дугообразные сочленения), сутурные (пильчатые границы) или инкорпораци- онные (клиновидные внедрения зерна в зерно) (рис. 3.2). Термины ввел А.В. Копелиович в 1965 г., объяснив способы их формирования, которые внутри стратисферы побуждаются: давлениями литостатическими Ps (нагрузка вышележащих толщ) либо стрессовыми Pst, при непременном участии межзерновых водных флюидов и при повышенных Т — от 50 до 200°С и выше.

Механизм процесса таков. Кварц и твердые силикаты, будучи сдавленными и, соприкоснувшись друг с другом, образуют каркас, воспринимающий основные нагрузки Ps и (или) Pst. Из- за очень малых — практически точечных площадей первоначального соприкосновения обломочных минеральных зерен векторы Р внутри их каркаса распределяются очень неравномерно. В местах точечных контактов локализуются максимально высокие значения Р, которые способны активизировать процесс химического растворения любого минерала. Немаловажное значение здесь приобретает также глубинное повышение ДТ,

Вторичные структуры гравитационной коррозии

Рис. 3.2. Вторичные структуры гравитационной коррозии:

конформные (К) и инкорпорационные (И) на контактах обломочных зерен кварца с кварцем и кварца с плагиоклазом в песчанике К1 внутреннего крыла Приверхоянского краевого прогиба в низовьях р. Лена. Шлиф, николи + влияющее на изменения pH межзерновых растворов и ускоряющее химические реакции. Кроме того, в данной системе возникает градиент различий между Ps (или Pst) на зерна, с одной стороны, и флюидном давлении — Pf там же. От этих различий в давлениях, которыми подвержены твердая и жидкая фазы в разных точечных участках породы, возникают неодинаковые концентрации растворенных элементов. Диффузия, приводящая к выравниванию этих концентраций, вновь и вновь создает неравновесное состояние раствора и погруженных в него зерен: в точках повышенных напряжений раствор станет недосыщен- ным, вследствие чего зерна будут продолжать растворяться. А на соседних (перпендикулярно ориентированных к вектору Ps или Pst) участках, где напряжения менее значительны, раствор окажется перенасыщенным, и там будут активизироваться процессы аутигенного минералообразования (рис. 3.3.).

Аутигенное минералообразование (аутигенез) всегда было в центре внимания литологов. Парагенезы аутигенных минералов брались ими за основу диагностик стадийности катагенеза и метагенеза (Коссовская, Шутов, 1976; Эпигенез ..., 1971;

Сочетание структур гравитационной коррозии — конформных

Рис. 3.3. Сочетание структур гравитационной коррозии — конформных (1) с аутигенными каемками регенерированного кварца (2 и 4) и сутурных (3) в шокшинских кварцито-песчаниках протерозоя Карелии (по И.М. Симановичу, 1975).

Шлифы, николи +; размеры обломочных зерен порядка 0,2 ± 0,05 мм.

Япаскурт, 1999). Сущность рассматриваемого процесса лаконично сформулировал американский литолог Р. Фейрбридж в 1985 г. Он писал: «Аутигенезом называется процесс, при котором происходит образование минералов in situ. Термин введен Калковски (Kalkowsky Е.) в 1880 г. и употребляется при образовании любых минералов..., но не в процессе трансформации или перекристаллизации; термин обычно применяется по отношению к осадочным породам, находящимся в низкотемпературных условиях».

Аутигенез может осуществляться несколькими способами: химической садкой минералов из ионных растворов поровых вод, коагуляцией коллоидных растворов и синтезом новых минералов из смеси разнородных коллоидных фаз. Продуктами аутигенеза являются: включения в осадке или породе кристаллов или аморфных агрегатов новообразованных минералов, а также в формах пластового цемента и конкреционных стяжений (большинство последних принадлежит стадиям диагенеза и катагенеза, но известны и седиментогенные конкреции).

Задержимся только на некоторых характерных признаках аутигенности и конкретных примерах их наблюдения с помощью оптической и электронной микроскопии.

Если это кристаллически-зернистые или аморфные агрегаты, то они приспосабливаются к промежуточным плоскостям между компонентами седиментогенной природы (обломочными, биоморфными, биоморфно-детритовыми, вулканокласти- ческими и др.). Кристаллически-зернистый аутигенный агрегат обладает идиоморфной, гипидиоморфной и реже ксеноморф- ной микроструктурой, с характерным «шахматным», т.е. попеременным угасанием и просветлением разноориентированных кристаллов по мере вращения столика поляризационного микроскопа (при скрещении николей). Такая картина свойственна многим видам базального и порового цемента в обломочных породах (рис. 3.4.). В случае пленочных окаймлений обломков аутигенные кристаллики группируются более или менее упорядоченно (например, радиально — в крустификационных каемках — рис. 3.5.).

Хорошо известная форма проявления аутигенеза — регенерация седиментационных минералов. Ею называется процесс восстановления обломками кристалла своей нормальной (плоскогранной и прямореберной) формы в период его нахождения в среде перенасыщенных растворов соответствующего состава. В осадочных толщах таким процессом бывают обычно затронуты в песчаниках и гравелитах минеральные зерна кварца (см. рис. 3.3.), полевых шпатов, карбонатов, эпидота, граната и др. или фрагменты некоторых скелетных остатков в детри- товых известняках (в основном членики криноидей и иглы морских ежей кальцитового состава). Главным условием регенерации является подток извне необходимого вещества к поверхности зерна. Вот почему в нижних слоях стратисферы регенерационные структуры песчаников бывают так тесно связаны с гравитационно-коррозионными структурами.

Здесь 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 обыкновенного цемента пленочного или порового типа. Но от последних регенерационную кайму отличает общность ее оптической ориентировки с ориентиров-

Сочетание обломочных песчаных зерен окатанной и по- луокатанной формы кварца

Рис. 3.4. Сочетание обломочных песчаных зерен окатанной и по- луокатанной формы кварца (Qz) и плагиоклаза (PI) с кристалличе- ски-зернистым агрегатом аутигенного кальцита (Са) в цементе порового типа. Зарисовка шлифа.

кой окружаемого каймой кристалла. Это легко проверить, включая и выключая попеременно анализатор в микроскопе и поворачивая предметный столик. Погасание и просветление у зерна и регенерационных наростов будут синхронными.

Выше речь шла о зернистых аутигенных новообразованиях. Применительно к слоистым силикатам (глинистым минералам, в частности) аутигенность установить труднее. Но остается действенным главный ее принцип: упорядоченность «рисунка», создаваемого минеральными частичками. Наглядный пример — крустификационные иллитовые, либо хлоритовые каемки вокруг песчинок (см. рис. 3.5.). Они развиваются в неуплотненном осадке или в слабо уплотненной породе на начальных этапах литогенеза (диагенез, ранний катагенез).

Однако при напряженных Р-Т условиях нижних уровней стратисферы, где минеральные обломки приведены в тесное соприкосновение, структуры обрастания имеют иной вид — глубоко внедрившихся аутигенных минералов внутрь регенерированного обломочного зерна. Это так называемые шиповидные,

Крусификационный пленочный хлоритовый цемент

Рис. 3.5. Крусификационный пленочный хлоритовый цемент (штриховатые полосы), окаймляющий слабо окатанные и угловатые обломки кварца и плагиоклаза в аркозовом песчанике К1 внешнего крыла Приверхоянского краевого прогиба в низовьях р. Лена. Зарисовка шлифа.

или бородатые структуры врастания слюд и хлоритов в кварцевые и полевошпатовые зерна (рис. 3.6.). Такие образования появляются на самых конечных этапах катагенетической стадии, однако, наиболее характерны они для последующей стадии метагенеза (см. ниже)

Процессы диффузии в жидкой и твердой фазах, как видно из всего вышеизложенного, имеют чрезвычайно важное значение для обеспечения аутигенеза. Диффузия вездесуща, 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. Он 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. Приводим его дословный пересказ.

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, она может идти и в более или ме-

Шиповидные вростки аутигенной слюды (белые узкие иглы) в края регенерированных обломочных зерен кварца в метапесчаниках

Рис. 3.6. Шиповидные вростки аутигенной слюды (белые узкие иглы) в края регенерированных обломочных зерен кварца в метапесчаниках:

слева — шокшинских, протерозоя Карелии (по И.М. Симановичу, 1975), справа — Р1 верхоянского комплекса (по автору). Шлифы, николи +; диаметры обломочных зерен 0,2 ± 0,05 мм.

нее сформировавшейся породе, в затвердевающем осадке глины или песка. Шире и интенсивнее 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 минералов — понятие было введено французским исследователем Ж. Милло (1968). Он трактовал «трансформацию» как преобразование минерала в иной вид, осуществленное с сохранением изначального структурного типа кристаллической решетки, внутри которой некоторые анионы или катионы замещаются на другие, с сохранением общего баланса уравновешивающихся электрических зарядов. При этом физические (оптические, в том числе) свойства вещества претерпевают принципиальные изменения. Особо подчеркнем, что этот процесс реализуется целиком в твердофазной среде, совершенно без признаков растворения и новой кристаллизации (то есть без фазовых переходов). Его наблюдать можно в слоистых силикатах — в прозрачных шлифах при максимальных увеличениях поляризационного микроскопа, а также с помощью электронной микроскопии и электронографии. Иллюстрации см. ниже, в главе 5 «Глинистые минералы...», а также в учебниках и книгах В.А. Дрица и А.Г. Коссовской и О.В. Япаскурта (1999). Классическими примерами могут прослужить трансформации выветриваемых при условиях низких значений pH триоктаэдри- ческих слюд-биотитов в каолинит (некоторые почвы угольных пластов — бывший субстрат торфяников). Те же биотиты, попадая в щелочную среду осадков соленых лагун и озер, способны частично или полностью трансформироваться в монтмориллонит. Иные многочисленные примеры см. ниже при описании вну- тристратисферных процессов, где явления трансформаций тоже широко распространены.

Выше отмечалось, что трансформации, строго говоря, не причисляются к аутигенезу. Так же считал и Ж. Милло. Процесс возникновения нового минерала из растворов, питаемых за счет коррозии и разрушения других, неустойчивых к данной среде минералов, он предложил именовать «новообразованием», противопоставив этот термин минеральным трансформациям. Но следует помнить, что различить новообразованные и трансфор- зз

мированные аутигенные минералы на практике не так-то просто, и не всегда удается доказать это с полной уверенностью.

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. Методика обнаружения таких структур с помощью периодического включения и выключения анализатора в поляризационном микроскопе в подробностях описана И.М. Симанови- чем в 1978 г. 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 бластическому 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 инкорпорационно-регенерационны- ми) контурами раздела песчаных зерен, хорошо заметными при выключенном 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. 3.7, а).

Причем, если на границах между начальными зернами были пузырьки жидкости или частички глинистого вещества, то они совершенно не препятствуют диффузной миграции границ в процессе раскристаллизации 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 (гранобла- стовые) структуры.

А в динамически активных зонах метагенеза рекристаллиза- ционные контакты бывают осложнены грануляцией — развитием на участках контакта разноориентированных мельчайших кварцевых индивидов, угасающих в «шахматном порядке» (рис. 3.7, б-г). Такие структуры рекристаллизационно-грануляционного бластеза отличны от упоминавшихся выше инкорпорационных катагенетических структур (см. рис. 3.3.) кажущейся «неразъем- ностью» контактирующих агрегатов зерен в первом случае.

Бластические микроструктуры свойственны интенсивным постседиментационным изменениям пород на стадии метаге-

Микроструктуры бластеза обломочного кварца

Рис. 3.7. Микроструктуры бластеза обломочного кварца:

а — рекристаллизационного (миграция границы через конформный контакт обломков), на остальных фотоснимках — рекристаллизационно-грануляци- онного, с «шахматным» угасанием агрегатов новообразований. Шлифы, ни- коли +, увеличения 80, а в правом рис. г — 250. По И.М. Симановичу, 1975 г.

неза (см. ниже), и часто они сочетаются с шиповидными или бородатыми микроструктурами (рис. 3.7, в, см. рис. 3.6).

Метасоматоз — один из широко распространенных в природе процессов. Он свойственен также всем стадиям осадочного породообразования. Несмотря на это, в литологической литературе метасоматоз освещался в меньшей степени, и о нем упоминалось реже, чем о прочих процессах, а иногда не упоминалось вовсе. За ним всегда признавалась большая роль при ги- пергенезе и при локально-эпигенетических 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.

Между тем масштабность этого процесса при литогенезе явно недооценивались, а при обнаружении его следов их зачастую трактовали как признаки непременно эндогенной термально-флюидной «проработки» осадочной породы. В связи с этим следует напомнить, что метасоматический процесс всегда протекает в ходе уравновешивания изначально неравновесной минерально-флюидной системы, а именно такую систему представляют собою вступившие в стадии литификации осадки.

Классическое определение этому процессу дал Д.С. Кор- жинский 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.

Метасоматические замещение по своей природе может быть разделено на реакционное и диффузионное, а по характеру соотношений исходных минералов с продуктами их замещениям — на псевдоморфизацию 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, инфильтрационный, ионнодиффузионный. 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 следующие процессы: 1 — образования в горных породах пустот выщелачивания и последующего (не синхронного) их выполнения новым минеральным агрегатом; это аутигенез и 2 — 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 Линдгре- ном «закона постоянства объемов» при замещении, всегда сопровождаемым существенным привносом-выносом вещества. Осуществляясь на атомно-молекулярном уровне через посредство химических реакций в системе горная порода — поровый раствор, метасоматические процессы оказались своего рода буфером или, точнее, инструментом приспособления состава пород к менявшимся условиям окружавшей ее 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 литологами 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 постседиментаци- онные преобразования рассеянного ОВ, которые хорошо известны из работ специалистов нефтяной геологии Н.Б. Вассоеви- ча, В.Н. Волкова, О.К. Баженовой и др.

Можно присовокупить к этой же группе процессов дегазацию породных компонентов. Наглядные примеры ее описывались В.Н. Холодовым (1983), который объяснял неустойчивость значительной части рассеянных в породе карбонатных включений 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 от 75 до 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, что примесь в этой системе магнезиальных силикатов (монтмориллонита) интенсифицировала данный процесс. В.Н. Холодов, описывая такое же природное явление, особо подчеркивал, что для успешного осуществления гидролиза рассеянных карбонатов должен действовать определенный фактор: проницаемость вышележащих глинистых покрышек, обеспечивающая возможность для оттока газа С02 и создающая условия совершенной открытости системы.

Дегазация, а также другие преобразования ОВ в стратисфере досконально описаны в трудах Н.Б. Вассоевича и учебниках по геологии и геохимии горючих ископаемых В.Н. Волкова, О.К. Баженовой, Ю.К. Бурлина и др. и здесь не рассматриваются.

Все изложенное относилось к разряду «элементарных» процессов, осуществляемых на уровнях породных минеральных компонент. Применительно к более высоким уровням организации вещества в рассматриваемой системе (стратисфере) — фациальным комплексом и формациям различные комбинации элементарных процессов интегрируются в таксоны более крупного ранга, для анализа которых мы отправляем читателя к книге (Япаскурт, 1999).

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>