авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 11 |

«н. В. ЛОГВИНЕНКО ПЕТРОГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД (С ОСНОВАМИ ...»

-- [ Страница 2 ] --

Таблица Размер кварцевых зерен, переносимых ветром различной силы (по Туле) Скорость вет­ Р а з м е р частиц Скорость вет­ Р а з м е р частиц' ра в м/сек в мм ра в Mlсе к в MM I 0, 0,5 7, 0, 0, 1,0 0,08 8, 0, 0,16 9, 2, 3,0 0,25 0, 10, 4,0 0,33 11,0 0, 5,0 0, 0,41 12, 0,43 1, 6,0 13, Ветер перемещает огромные массы обломочного материала в аридных областях и выносит тонкую пыль (алеврит) за их пределы. В процессе переноса обломочные частицы окатыва й т с я и сортируются по размеру. Эоловые пески являются наибо­ л е е отсортированными. Бесчисленные столкновения песчинок между собой и о поверхность скал приводят полировке их к поверхности. Характерные эоловые формы рельефа — барханы м дюны, песчаные гряды и бугры. Первые типичны для пустынь, дюны — для морских и речных побережий.

Барханы имеют форму полумесяца, пологий наветренный !•(5—12°) и крутой подветренный (30—35°) склон. Высота бар­ ханов несколько метров, грядовые барханы достигают в высоту несколько десятков метров. Под воздействием ветра дюны и барханы перемещаются в пространстве, в результате чего обра­ зуются песчаные осадки с диагональной слоистостью эолового типа (рис. 3). Частые изменения направления ветра обусловли­ вают изменение наклона косых серий.

В областях с засушливым климатом общее количество осад ков невелико и выпадают они редко и в виде кратковременных ливней. В результате у подножий гор и возвышенностей возни­ кают веерообразные конусы выноса обломочного материала. Эти конусы иногда сливаются вместе, образуя оплошные ленты зна­ чительной протяженности. Отложения конусов выноса представ­ лены обломками горных пород и минералов, не окатанными и почти не сортированными. Остатки воды образуют в пониже­ ниях временные водоемы, которые довольно быстро высыхают, оставляя глинистые такыры с трещинами усыхания.

Летний Зимний Летний Зимний' Петер Semep iemep Ветер Р и с. 3. С х е м а д в и ж е н и я б а р х а н о в :

/ — колебательные движения, 2 — поступательные движе­ ния, 3 — колебательно-поступательные движения На склонах гор и возвышенностей происходит перемещение и накопление обломков, образовавшихся благодаря механиче­ скому выветриванию. Этот процесс проходит настолько интен­ сивно, что часто останцы коренных пород возвышенностей почти полностью погребаются под собственными обломками.

Перенос и осаждение растворенных веществ.

Основная масса растворенного вещества поступает в аридные области из гумидных, расположенных по соседству (по гори­ зонтали) или над ними (по вертикали — горные сооружения), через реки и подток вод из морских и океанических бассейнов в заливы и лагуны аридной зоны. Небольшая часть вещества поступает в результате химического выветривания в пределах самой аридной зоны. Массы воды концентрируются в континен­ тальных озерах и лагунах, связанных с морем (в настоящем или прошлом). Преобладание испарения над количеством выпа­ дающих осадков создает идеальные условия для выпаривания воды и химического осаждения вещества.

Существует определенная закономерность в расположении озер, обусловленная климатом: содовые озера с невысокой ми­ нерализацией воды располагаются на периферии аридной зоны, сульфатные озера с более высокой минерализацией в полупу­ стынях и хлоридные озера с высокой минерализацией вод — в центральных частях аридных зон (в пустынях).

На начальных этапах осолонения в озерах происходит осаж­ дение карбонатов — сначала кальцита, затем доломита. В хло ридных озерах осаждение кальцита продолжается до солености 18% и доломита не образуется. В содовых озерах примерно с этого этапа (соленость 18—20%) осаждается сода. При более Высоком осолонении (в сульфатных озерах начиная с солености 4—6%) осаждаются сульфаты — гипс, глауберит, мирабилит, /тенардит. И заканчивается хемогенная садка осаждением галита (соленость более 24% в хлоридных озерах и более 30% в суль­ фатных). Калийные соли в континентальных озерах не обра­ зуются.

В лагунах, связанных с морем, в начальные стадии осолоне я и я осаждается кальцит, затем доломит (соленость до 15%).

При более высоком осолонении (15—27%) осаждается гипс с лримесью карбонатов.

,, При солености выше 27% отлагаются хлориды, сульфаты и комплексные соединения в такой последовательности: галит с Ангидритом;

галит, полигалит, астраханит, кизерит;

галит, силь 1&ин, каинит, мирабилит;

галит, карналлит, полигалит, каинит;

агалит, бишофит, каинит, кизерит.

J- Компоненты, выделившиеся из ионных или истинных раство­ ров одновременно, образуют парагенетические ряды совместно­ го осаждения минералов. Например, карбонаты и гипс;

галит и 'Цигидрит;

галит, полигалит, астраханит и кизерит и др.

Благодаря периодическим изменениям солености и темпера Фуры, а также изменениям уровня воды и приноса терригенного материала в соленосных отложениях озер и лагун аридной зоны йаблюдается сезонная и многолетняя ритмичность — чередова­ ние слоев различного состава.

Г, В процессе химического осаждения в водоемах аридной зоны вещество дифференцируется по химическим свойствам (пятый Фгап осадочной дифференциации вещества).

{' Осадкообразование в областях с нивальным климатом. П е Ленос и отложение обломочного материала.

Тлавный агент переноса в нивальной зоне — лед (ледники и пла­ вающие льды), второстепенные — сила тяжести (перемещение и Накопление обломков на склонах) и вода по периферии лед мйков.

В настоящее время ледники покрывают около 10% поверхно­ сти суши. Большая часть этой поверхности приходится на мате­ риковые ледники полярных стран (Гренландия, Антарктида) и только небольшая — на горные ледники гумидных и аридных областей. В эпохи оледенений более значительная часть поверх­ ности суши была покрыта ледниковым покровом.

Сведения о деятельности ледников относятся главным обра­ зом к современным горным ледникам. Скорость их движения от 1 до 10 м/сут и только в некоторых случаях достигает 20 м/сут и более. Ледник может перемещать материал на своей поверхности, вмерзшим в тело льда, по ложу ледника и перед фронтом льда. Материал, перемещенный ледником, имеет самые различные размеры: от тонких глинистых частичек до глыб ог­ ромного размера и веса. Он подвергается некоторой обработке и отлагается при таянии и отступании ледника в виде различ­ ных моренных образований: конечные, донные, срединные, боко­ вые, поверхностные и другие морены. Морены представляют собой смесь глины и песка с гравием и валунами. Характерной чертой морен является отсутствие сортировки материала.

С деятельностью ледника связаны и такие образования, как озы, друмлины, флювиогляциальные пески и ленточные глины.

Всё они представляют собой более отсортированный обломоч­ ный материал (валуны, и галька, гравий, песок, глина), обра­ зовавшийся в результате деятельности подледниковых или при ледниковых вод.

Некоторые альпийские ледники выносят в год более 6000 м обломочного материала. Материковые ледники прошлого пере­ мещали и отлагали неизмеримо большие массы обломочного материала. О масштабах этой работы мы можем судить по ши­ рокому распространению валунных глин и суглинков на терри­ тории СССР, Канады и других стран.

Значительную роль в переносе и отложении обломочного ма­ териала играет плавающий лед. Для литолога особый интерес представляет припайный лед, образующийся на границе с сушей и в полосе мелководья, а также донный лед, часто возникающий в полярных морях. Припайный лед достигает толщины 2—3 м.

При замерзании воды в лед вмерзают осадки литорали — валу­ ны, галька, гравий и песок. Припайный лед неоднократно взла­ мывается приливно-отливными течениями и сильными шторма­ ми. Оторванный от берега, он уносится течениями, растаивает в летний период, отлагая на морское дно вмерзшие в него осадки.

Материал, отложенный в этом случае, хорошо окатан, так как какое-то время находился в волноприбойной зоне.

Помимо припайного льда большое значение имеет глетчер­ ный лед. В Антарктике и Арктике глетчерный лед, сползая с суши в море, дает начало айсбергам. Айсберги на своей поверх­ ности и в толще льда могут нести большое количество обломоч­ ного материала, вплоть до крупных валунов и глыб. Переместив­ шись в низкие широты (айсберги достигают широты Сицилии, а в южном полушарии 33° ю. ш.), они растаивают и отлагают принесенный ими материал на морское дно. Этот материал обычно не окатан или плохо окатан.

В полярных и высокогорных странах помимо переноса и от­ ложения обломочного материала льдом происходит перемещение и накопление продуктов морозного выветривания на склонах.

Так образуются каменные россыпи (каменные моря).

Таким образом в условиях,нивального климата осаждается в основном несортированный или частично сортированный обло !мочный материал.

Осадочная дифференциация вещества. При переносе и отло­ жении осадочного вещества осуществляется его разделение по размеру частиц, удельному весу, химическим свойствам и хими­ ческому сродству.

Впервые учение об осадочной дифференциации вещества ввел в науку Л. Б. Пустовалов, выделивший два типа дифференциа­ ции: механическую и химическую.

Механическая дифференциация проявляется в сортировке об­ ломочных частиц по размеру и удельному весу. В результате такой сортировки горные области окаймляются полосой грубо обломочных осадков, далее от источников сноса располагаются пески и еще дальше глинистые осадки. Аналогичная картина наблюдается в водных бассейнах по мере движения от берега к центру.

Химическая дифференциация вещества в водных бассейнах заключается в последовательном осаждении соединений из вод­ ных растворов согласно их растворимости (от трудно к легко растворимым). Так окислы алюминия, железа и марганца яв­ ляются трудно растворимыми и осаждаются вблизи берега.

Вдали от берега осаждаются фосфаты, силикаты железа и кар­ бонаты. Завершается дифференциация осаждением легко рас­ творимых солей в заливах и лагунах.

t В настоящее время наши знания о процессах дифференциа­ ции и ее значении для осадкообразования значительно расшири­ лись, выделяются различные типы дифференциации вещества.

1. Механическая — рассортировка обломочного материала по размеру частиц и удельному весу (последняя дает мономине­ ральные осадки — минералогическая дифференциация).

2. Физико-химическая — рассортировка коллоидного мате­ риала.

3. Хемобиогенная — осаждение и рассортировка вещества "благодаря жизнедеятельности организмов.

4. Химическая — осаждение и разделение вещества истинных растворов.

В различных обстановках обычно проявляются все типы диф­ ференциации (в водных бассейнах), но в определенный период времени в данном месте преобладает один какой-либо тип диф­ ференциации, определяя этим характер осадков (рис. 4).

Ведущими началами процесса дифференциации служат кли­ мат, ландшафт и тектонический режим территории.

Дифференциация начинается на суше в коре выветривания (I этап — отделение растворенных веществ от остаточных про­ дуктов выветривания), продолжается на путях переноса (II этап — образование делювия, пролювия, аллювия, дельтовых осадков, т. е. дальнейшее отделение обломочного материала от растворенных веществ) и завершается в бассейнах седимента­ ции, где происходит рассортировка обломочного материала — отделение валунов, гальки, песка и алеврита друг от друга и Рис. 4. Схема, и л л ю с т р и р у ю щ а я процесс осадочной дифференциации вещества в морском бассейне:

/ — хемогенная дифференциация, 2 — хемобиогенная, 3 — механическая и физико химическая от глинистых и растворенных веществ — и разделение трудно растворимых соединений железа, марганца, алюминия и др.

—III и IV этапы осадочной дифференциации. V этап — осажде­ ние и разделение легко растворимых солей осуществляется только в заливах, лагунах и озерах аридной зоны (в солеродных бассейнах).

Наряду с дифференциацией происходит смещение осадочного материала разного состава и различной размерности, поступа­ ющего из разных источников сноса благодаря изменению дина­ мики среды, а также в результате одновременного осаждения обломочного, хемогенного и биогенного вещества в бассейнах седиментации. Образование осадков постоянно происходит под знаком борьбы этих двух противоположных тенденций.

В результате дифференциации образуются осадки чистой ли­ нии, при смещении — гибридные.

В заключение необходимо отметить некоторые характерные черты седиментогенеза в различных структурных зонах. Во-пер­ вых, неодинакова скорость осадконакопления: в геосинклина­ лях она больше, чем на платформах (табл. 12—14). Во-вторых, заметные различия имеются в характере осадков: в геосинкли­ налях наблюдается обилие вулканогенных и терригенных, в том числе грубообломочных и полимиктовых осадков слабой разло Т а б л и ц а Средние скорости накопления осадков в гео­ синклиналях (по Хаину, 1956 г.

) Скорость н а к о п ­ ления в CM Стратиграфическое п о д р а з д е л е н и е за 1000 лет СреднийТи верхний миоцен 5- Кавказа 3- Н и ж н я я юра Кавказа 28- Карбон Донбасса Неоген Суматры Т а б л и ц а Средние скорости накопления осадков на платформах (по Хаину, Ронову, 1956, 1958 г.) Скорость накоп­ Стратиграфическое подразделение ления в см за 1000 лет Ордовик и карбон Иллиной 1, Н и ж н я я юра Русской плат 0, Средняя юра Русской плат 1, Верхняя юра Русской плат 0, Т а б л и ц а Скорости накопления осадков в современных водоемах (по Страхову, 1956 г.) Влажный Сухой Бассейн осадок осадок К а с п и й с к о е море в северной час 100 — Черное море у Кавказа Северный Ледовитый океан... 0,3 0, Женности, в то время как на платформах накапливаются пре­ имущественно сортированные отложения мономинерального со­ става и нет или мало вулканогенного материала.

Стадия седиментогенеза разделяется на два этапа: склоново Долинный и бассейновый. В ископаемом состоянии мы чаще встречаем отложения второго этапа.

Стадия диагенеза Диагенезом называют изменения, происходящие в осадке (диагенез* — означает перерождение). По своей сущ­ ности процессы диагенеза являются процессами физико-химиче­ скими, химическими и органическими. В стадии диагенеза происходит уплотнение осадка и уменьшение его влажности, старение коллоидов, образование новых минералов из иловых растворов, разложение одних минералов и возникновение дру­ гих, перераспределение вещества в осадке — его перемещение и концентрация. Диагенез представляет собой уравновешивание сложной многокомпонентной системы осадка в новых физико химических условиях среды. В результате диагенеза из осадка образуется осадочная порода.

Наиболее распространенными минералами стадии диагенеза являются сульфиды (пирит, марказит и др.), окислы и гидро­ окислы (опал, халцедон, кварц, гидроокислы железа и марган­ ц а ), сульфаты (барит, целестин и др.), карбонаты (кальцит, доломит, минералы изоморфного ряда, сидерит — магнезит),фос­ фаты (даллит, курскит, коллофанит и др.), силикаты (глауко­ нит, лептохлориты, каолинит, гидрослюды, монтмориллонит, цео­ литы— филлипсит, гейландит и др.). Они обычно характеризу­ ются очень малыми размерами зерен, часто это пелитоморфные и микрозернистые образования, сферолиты и оолиты, мельчай­ шие зерна неправильной формы и агрегаты, образуют цемент, конкреции и конкреционные образования.

Физико-химические условия среды осадка заметно отлича­ ются от условий, существующих в водном бассейне, и изменя­ ются с глубиной (табл.15).

Из данных таблицы видно, что в иловых растворах наблю­ дается повышенная и высокая концентрация ряда компонентов.

Для осадка характерно также и накопление большого коли­ чества органического вещества, служащего пищей для бактерий и обусловливающего их интенсивное размножение. Особенно большое количество бактерий содержится в поверхностном (до глубины 1—3 см) слое осадка (в 1 г осадка в пересчете на сухой вес содержится 20 000 бактерий в песках, 80 000 в алевритах и более 400 000 в глинистых илах, по Бушинскому). По мере углу­ бления в ил количество бактерий резко уменьшается (табл. 16).

Благодаря жизнедеятельности бактерий и разложению орга * Диагенез в нашем понимании соответствует раннему диагенезу или диагенезу осадка Ш в е ц о в а. Сингенез П у с т о в а л о в а отвечает частью седименто генезу, частью диагенезу в нашем п о н и м а н и и. Термин сингенез следует п р и ­ менять для обозначения времени образования минерала или времени п р о х о ж ­ дения процесса. С и н г е н е т и ч е с к и й — з н а ч и т одновременный чему-то — образо­ в а н и ю осадка или породы и т. п.

нического вещества на некото­ 1 500—22 1 000­2 о M ю рой глубине в осадке появля­ в 310­ 17­ ч о а ются сероводород, углекислота Ef га Q.

и другие газы, создается вос­ а 2 S «о в становительная обстановка. S S Следовательно, осадки во­ CQ доемов по мере погружения и 6 600—12 2 300—38 перекрывания новыми порци­ 100 ­ В­ 16— M ями из окислительной среды S еа попадают в восстановитель­ (S щ 6 ную. О п.

(в (Л На раннем этапе диагене­ О с за происходит взаимодействие Фосфаты в 200­ иловых растворов с обломоч­ 26— 24­ 35— ными зернами и ранее отло­ 3­ женными аутигенными мине­ ралами. В щелочных условиях среды, при" р Н 8 — 9, они ко­ Щелочность в 18.8—35, ординируют зерна кварца и 6,4— мг/экв/л, полевого шпата, происходит дальнейшее разложение поле­ 3, 5, вых шпатов и слюд с образо­ ванием гидрослюд и вынос ка­ о ООО тионов и кремнезема в рас­ h~ OO OO I I h~ I твор. Одновременно может ид­ о. (D —н OO OO ти осаждение кальцита, доло­ t­ OO мита, магнезита в окислитель­ ной обстановке и минералов Tf Tf Tf Tf (S изоморфного ряда магнезит — IO Ю IO Ю IO о сидерит в восстановительной или нейтральной среде. Желе­ зисто­магнезиальные минера­ Oi ю i Tf Tf I CS CS TOtD лы — пироксены, амфиболы, 5­ цветные слюды в слабоокисли­ тельной и нейтральной среде постепенно превращаются в глауконит. В кислых условиях среды происходит разъедание И растворение карбонатов, фо­ сфатов и ряда других минера­ S лов, а полевые шпаты и слю­ * ды превращаются в каолинит. о U 4) Наряду с этим возможна не­ В" с с S посредственная осадка из ило­ S я з о.

s яо вых растворов тех веществ, X ш Я Qш I концентрация которых дости­ в о н S гает насыщения (карбонатов, S 3.2°­ в Таблица Количество бактерий на 1 г донного осадка бухты Сан-Диего (Ю. Калифорния) (по Зобеллу и Андерсону, 1936 г.) JL Ч и с л о бактерий Окислительно восстанови­ Глубина от поверхности Соотношение о с а д к а в см тельный аэробных анаэробных потенциал в ть 1 160 000 —0, 74 000 000 1: 0- 14 000 314 000 1:22 -0, 4- 3900 —0, 56 000 1: 14— —0, 3 100 1: 24-26 10 —0, 1: 44-46 5 700 28 -0, 66-68 2 300 1: 4 сульфидов и др.), а также синтез некоторых глинистых минера­ лов и цеолитов путем взаимодействия коллоидов БЮг и АЬОз и адсорбции ими различных катионов.

Взаимодействие среды и находящихся в ней минералов при зодит к уравновешиванию сложной многокомпонентной физико химической системы путем преобразования старых и синтеза новых минералов.

Как происходит диагенез и какие минералы образуются, зависит от состава минералов, состава и концентрации раство­ ров, количества органического вещества и продуктов его разло­ жения.

Д и а г е н е з в о с а д к а х различных климатических зон. При диа­ генезе терригенных, существенно глинистых морских осадков гумидной з о н ы ранние этапы характеризуются щелоч­ ными и окислительными условиями среды (в толще осадка 10—15 и до 40 см). Осаждаются железо-марганцевые конкре­ ции, глауконит, фосфаты и цеолиты.

По мере погружения осадка и перекрывания его новыми пор­ циями условия резко изменяются: поглощение кислорода орга­ низмами вызывает восстановление гидроокислов железа и мар­ ганца, а также сульфатов. Среда в осадке из окислительной становится восстановительной, Eh понижается, а рН, после не­ которого понижения вначале, снова повышается. Находящиеся в осадке карбонаты, фосфаты, кремнезем и другие постепенно растворяются. Разложение органического вещества поставляет углекислоту, сероводород, аммиак, метан и другие газы, растет восстановленность среды. В результате изменяется состав ило­ вых вод и между наддонной водой и иловым раствором уста­ навливаются медленные диффузные токи.

Ряд веществ в иловом растворе достигает стадии насыщения и выпадает в осадок (сульфиды железа, карбонаты железа и д р. ). Таким путем возникают аутигенные минералы стадии диагенеза на ее раннем этапе;

распределены они по осадку более или менее равномерно.

В водоемах гумидной зоны с аномальным газовым режи­ м о м — сероводородным заражением придонных вод и с разде­ лом между восстановительной и окислительной средами значи­ тельно выше поверхности осадка—-первый этап окислительного минералообразования, видимо, отсутствует.

В песчаных, песчано-алевритовых, песчано-гравийных осадках благодаря хорошей аэрации и окислению органического веще­ ства или его изначальному отсутствию при седиментогенезе и раннем диагенезе восстановительная обстановка не возникает и могут сохраняться окисные минералы.

На позднем этапе диагенеза в терригенных, существенно гли­ нистых осадках водоемов гумидной зоны, вследствие изменения Eh и рН и неравномерной концентрации иловых растворов в разных частях осадка, происходит перераспределение диагене тических минералов — растворение их в одних местах и отло­ жение в других;

образуются сгущения диагенетических минера­ лов — конкреции (и конкреционные прослои) и зацементиро­ ванные участки осадка. Конкреции обычно приурочены к границе между осадками разного состава (песчаными и глинистыми) и к плоскостям напластования, т. е. к путям дегазации.

Материал конкреций во многих случаях первоначально пред­ ставлял коллоидное вещество. На позднем этапе диагенеза од­ новременно с процессами уплотнения осадка и отжима поровых вод, уменьшения влажности осадка и его коллоидов, конкреции уменьшаются в объеме и растрескиваются, а трещины заполня­ ются различными минералами: халцедоном, кварцем, каолини­ том, баритом и др. Таким путем образуются конкреции септа рии.

В состав конкреций входит большинство минералов, образу­ ющихся при диагенезе. Широким распространением пользуются железо-марганцевые конкреции, сульфидные (пиритовые и мар казитовые), карбонатные (кальцитовые, доломитовые, анкерито вые, брейнеритовые, сидероплезитовые, сидеритовые), сульфат­ ные, фосфатные конкреции, состоящие из окислов кремния и др.

Конкреции из сульфидов железа и сидерита образуются в условиях нейтральной (сидерит) и восстановительной обстано вок при кислой, нейтральной и слабощелочной реакции среды.

Чаще всего они возникают в глинистых осадках на небольшой глубине от поверхности, реже у самой поверхности (в усло­ виях сероводородного заражения придонных вод). Иногда пи­ ритовые и сидеритовые конкреции образуются в зернистых осадках на большой глубине от их поверхности или там, где имеется скопление органического вещества (конкреции по рако­ винам моллюсков, фораминиферам, растительным остаткам).

Условия образования пиритовых и сидеритовых конкреций сход­ ны, но не тождестзенны. Д л я образования пирита необходим сероводород и восстановительная обстановка, для образования сидерита сероводород не нужен и среда может быть слабовос­ становительной до нейтральной и слабоокислительной ( р Н 7 ).

CM 35Oi, ———— — • Рис. 5. Конкреции в таврической свите К р ы м а. /, / /, / / / — элемен­ ты ритма:

1 —- к а р б о н а т н ы е, 2 — с у л ь ф и д н ы е При наличии в растворе закисного железа образование пи­ рита и сидерита регулируется концентрацией сероводорода и уг­ лекислоты.

Возникающие в осадке сероводород и углекислота могут пространственно разделяться из-за различия их свойств. При­ мером может служить распределение конкреций пирита и сиде­ рита в таврическом флише Крыма (рис. 5).

Конкреции других карбонатов — кальцита, доломита — обра­ зуются при различных значениях Eh, но всегда при щелочной реакции раствора ( р Н 7, 5 ), поэтому они встречаются как в гли­ нистых, так и в зернистых породах. Кремневые конкреции, нао­ борот, возникают в кислых и нейтральных условиях среды ( р Н 7 ) независимо от величины окислительно-восстановитель­ ного потенциала. То же самое можно сказать о конкрециях ба­ рита, целестина и других сульфатов.

Фосфатные конкреции образуются в щелочных окислитель­ ных условиях среды, железо-марганцевые — в окислительных щелочных условиях морских бассейнов и кислой среде коры выветривания тропических влажных стран.

О диагенетическом происхождении конкреций свидетельст­ вуют многие факты.

1. Расположение конкреций согласно с напластованием пород и приуроченность их к границе раздела осадков различного состава.

2. Соотношение конкреций со слоистостью — слои обтекают конкреции.

3. Наличие в конкрециях органических остатков — раковин, не подвергшихся деформации, в то время как в самой породе органические остатки уплощены, раздавлены, т. е. деформиро­ ваны во время уплотнения осадка и перехода его в породу.

4. Наличие в конкрециях хорошо сохранившихся ходов ило едов.

5. Большинство минералов конкреций присутствуют в совре­ менных осадках.

Все эти факты свидетельствуют о том, что конкреции обра­ зовались в еще незатвердевшем осадке. Большинство конкреций имеет тонкую пелитоморфную структуру основной массы, многие из них имеют трещины сокращения, заполненные вторичными минералами.

О диагенезе в континентальных отложениях гумидной зоны можно судить по современным отложениям болот и торфяников, богатых органическим веществом, находящимся на разных ста­ диях разложения. Диагенез протекает здесь в кислых и нейт­ ральных условиях в присутствии кислорода (при осушении) или при затрудненном его доступе (при затоплении). Осаждаются карбонаты железа, вивианит и некоторые другие закисные ми­ нералы, образуются каолинит и галлуазит. В болотах, связан­ ных с морем, в значительных количествах осаждаются сульфи­ ды железа.

Диагенез в осадках аридных и нивальных о б л а с т е й изучен слабо. В соляных озерах и лагунах он осуществляется в щелочных и резко щелочных окислительных, нейтральных и слабовосстановительных условиях среды. Одним из важных факторов диагенеза является взаимодействие мине­ ралов осадка с иловыми растворами (рапой) и преобразование неустойчивых соляных минералов в устойчивые. Так, например, выделившиеся в стадию седиментогенеза мирабилит и эпсомит в процессе диагенеза дают астраханит (устойчивая фаза). В ре­ зультате в осадках соляных озер и лагун образуются устойчивые соляные минералы, растворяются неустойчивые, происходит пе­ рекристаллизация соляных минералов, глинистое вещество, вза­ имодействуя с рапой, преобразуется в гидрослюды. Нередко воз­ никают также магнезиальные водные силикаты.

Изучение процессов диагенеза имеет огромное значение для фациального анализа. Минералы диагенеза наряду с текстурно структурными особенностями осадков и органическими остатка ми являются документами, на основании которых можно судить об условиях образования осадков, осадочных пород и полезных ископаемых осадочного происхождения.

В настоящее время достигнуты заметные успехи в изучении диагенеза современных морских осадков, некоторые шаги сде­ ланы в области изучения диагенеза осадочных пород.

На основании изучения минералов диагенеза создано учение о геохимических фациях и минералах — индикаторах среды осад­ кообразования (Пустовалов, Теодорович, Бушинский, 1940— 1958). Г. И. Теодорович выделяет в современных осадках и оса­ дочных породах ряд геохимических фаций по минералам-инди­ каторам условий среды осадкообразования. Так, например, образование каолинитовых глин происходит в «каолинитовой фации», которая характеризуется наличием кислой среды (рН = 2,1—5,5), восстановительными, нейтральными и окисли­ тельными условиями по Eh. Образование марганцево-желези сто-кремнистых осадков и конкреций происходит в фации того же названия в кислой (рН = 4,2—5,6) и окислительной средах.

Четкие комплексы диагенетических минералов, характеризу­ ющие условия накопления осадков, установлены в угленосной толще Донбасса — парагенетические ряды совместного и после­ довательного образования минералов (ЛоУвиненко, Карпова, 1955). Для почвы угольных пластов (болотные фации) харак­ терны пирит, сидерит и каолинит, для подпочвы — каолинит, пи­ рит (не всегда), сидерит и окислы кремния, для осадков с мор­ ской фауной (собственно морские фации)—пелитоморфный кальцит и гидрослюды, для лагунных отложений — пелитоморф­ ный доломит, сидерит, барит, гидрослюды, монтмориллонит, для континентальных отложений (аллювий)—каолинит, гидроокис­ лы железа, окислы кремния. Зернистый анкерит и железистый доломит встречаются во всех породах и являются более позд­ ними—эпигенетическими минералами. По мере движения от кровли угольного пласта вверх по разрезу парагенезис карбо­ натных минералов изменяется. В непосредственной кровле при­ сутствует сидерит, выше — доломит и кальцит и еще выше — кальцит.

Д и а г е н е з в осадках платформ и геосинклиналей. На плат­ формах скорость и величина опускания незначительна и ско­ рость накопления осадков также невелика. Стадия диагенеза здесь растягивается на большой отрезок времени. Материал осадка длительное время находится во взаимодействии с ило­ выми растворами и в какой-то степени с наддонными водами бассейна. Вследствие этого происходит глубокая переработка осадочного вещества, приспособление его к новым условиям среды. Полевые шпаты, слюды и гидрослюды в кислой среде полностью превращаются в каолинит, в щелочных условиях образуются монтмориллониты. В геосинклиналях амплитуда опусканий большая, темп быстрый и скорость накопления осад­ ков велика. Стадия диагенеза в геосинклиналях является крат­ ковременной, поэтому осадок не всегда успевает полностью приспособиться к новым условиям среды, несет значительно -больше черт своего исходного состава. Процессы диагенеза не всегда завершаются и продолжаются в последующую стадию изменения осадочной породы.

Стадия диагенеза подразделяется на следующие этапы (в современных морских осадках гумидной зоны по Страхову, 1960).

1. Окислительное минералообразование происходит в осад­ ке мощностью до 40 см. В прибрежной зоне образуются железо-марганцевые конкреции, дальше от берега — глауконит, фосфориты, в глубоководной зоне — марганцевые конкреции и цеолиты.

2. Восстановительное минералообразование осуществляется в более глубоких горизонтах осадка, для современных осадков это глубины 2—4 и до 10 м. В этот этап образуются силикаты железа (лептохлориты), карбонаты железа, магния, кальция и марганца, сульфиды железа и других металлов.

3. Перераспределение аутигенного материала, возникновение в осадке зацементированных участков, образование конкреций.

Выделение этапов диагенеза легко осуществимо в современ­ ных осадках. В древних осадках — осадочных породах — мы наблюдаем суммарный результат процессов, происходивших на протяжении всех трех этапов и, следовательно, выделение их представляет не такую простую задачу.

Вместе с тем представляет большой интерес выделение типов диагенеза в зависимости от характера бассейна и осадка, кли­ мата и ландшафта, а также физико-химических условий среды осадкообразования.

В результате диагенеза осадок превращается в породу.

Вследствие уплотнения и цементации он обычно становится твердым— окаменевает. Иногда остается рыхлым. Рыхлые — несцементированные породы встречаются не только среди моло­ дых третичных и меловых отложений, но известны и среди древ­ них отложений. Например, в кембрийских и силурийских отло­ жениях Прибалтики встречаются обычные глины и пески.

При дальнейшем погружении осадочные породы подвергают­ ся различным изменениям в толщах осадочной оболочки Земли, при поднятии и выходе пластов на поверхность Земли — вывет­ риваются.

Глава вторая СТАДИИ ИЗМЕНЕНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД Стадия катагенеза Изменение осадочных пород в стратисфере назы­ вают катагенезом *. «Катагенез породы обнимает огромную об­ ласть явлений приспособления минералов к новым условиям вне залегания их под поверхностью водного бассейна» (Ферсман, 1924). Процессы изменения осадочных пород в стратисфере про­ исходят при повышенных температуре и давлении (см. табл.

17) в присутствии подземных вод и грунтовых растворов.

Таблица Изменение давления и температуры с глубиной Температура Давление рас­ Давление рас­ Глубина от в C опреде­ считано п о считано по поверхности лена по г е о ­ объемному удельному вM метрическому г в е с у в кг1см KZ CM весу в 1 градиенту 100 15 500 85 1000 200 2000 420 810 3000 4000 1080 978 1350 1255 7000 1890 9000 2430 10000 2700 Существен­ 120000 3240 н о не о т л и ­ 15000 4050 чается от давления, рассчитан­ ного по удельному весу I * Эту стадию именуют также стадией эпигенеза. Термин эпиге­ нез — эпигенетический — означает, что явление произошло или минерал обра­ зовался после чего-то, в данном случае — после образования породы. После образования п о р о д ы происходит ее изменение, метаморфизм и выветривание.

Все эти процессы эпигенетические. П о э т о м у Н. Б. Вассоевич, Н. М. С т р а х о в, Г. И. Теодорович и другие п р е д л о ж и л и заменить термин эпигенез термином катагенез (по Ф е р с м а н у ).

Катагенез в отличие от диагенеза по своей природе процесс неорганический (физико-механический и физико-химический).

Живое вещество, и в частности бактерии, являющиеся одним из факторов преобразования осадков при диагенезе, во время ка­ тагенеза не играют существенной роли.

В стадию катагенеза происходят уплотнение пород и различ­ ные процессы минералообразования: коррозия и растворение, регенерация, образование новых минералов из растворов или путем метасоматического замещения, дальнейшее изменение об­ ломочных зерен, перекристаллизация и т. п.

Наиболее распространенными минералами стадии катагене­ за являются: сульфиды железа и тяжелых металлов (пирит, марказит, галенит, сфалерит и др.);

окислы (халцедон, кварц, гематит, рутил, анатаз, брукит);

сульфаты (барит, ангидрит);

карбонаты (кальцит, доломит, железистый доломит, анкерит, сидерит и др.);

силикаты (гидрослюды, каолинит, монтморилло­ нит, смешанно-слойные минералы, ортохлориты, цеолиты —• анальцим, гейландит, десмин, ломонтит, сколецит, полевые шпа­ ты, эпидот, сфен, турмалин и др.). Характерная черта многих минералов катагенеза — их значительные размеры (медленная и длительная !кристаллизация). Это обычно зерна и зернистые агрегаты, иногда кристаллы, имеющие правильную форму.

Ряд минералов образуется по обломочным зернам, приурочен к ним и представлен кристалликами идеально правильной фор­ мы (минералы двуокиси титана и некоторые другие по цвет­ ным слюдам).

Некоторые минералы образуют каемки нарастания на обло­ мочных зернах, облекают их, выполняют поры, капиллярные тре­ щины, трещины отдельностей, пустоты и образуют конкреции и секреции.

Процессы уплотнения. Давление вышележащих толщ по-раз­ ному действует на глинистые и зернистые, сцементированные и несцементированные породы.

Глинистые породы, насыщенные водой, воспринимают нагруз­ ку на твердые частицы — скелет и заключенную в порах воду.

Под воздействием нагрузки вода медленно вытесняется из пор и частицы сближаются между собой. Постепенно давление на твердые частицы увеличивается и при полном отжиме воды полностью воспринимается ими. Этот процесс начинается еще во время диагенеза, но благодаря небольшой мощности покры­ вающих осадков проявляется в самом зачаточном виде.

До определенного предела процесс этот является обратимым:

снятие нагрузки (при возможности фильтрации воды) приводит к увеличению пористости и влажности.

После отжима гравитационной воды в породе сохраняется пленочная и гигроскопическая вода, прочно удерживаемая по верхностью частиц. Удаление этой воды происходит при значи­ тельно большем давлении.

Экспериментальные исследования сжатия глин показывают, что свободная вода вытесняется при давлении 40—80 кг/см (соответствует глубине погружения 400—600 м), пленочная — при давлении до 3000—5000 кг/см. В лабораторных опытах да­ же при давлении 5000 кг/см в глинах остается часть пленочной и гигроскопическая вода (Ломтадзе, 1955).

Влажность каолинита и кембрийской глины, обжатых дав­ лением 1000 кг/см, была 7,8 и 7,0%. Так как эксперименты проводились с грунтовой массой — тесто из глины, замешанной с водой, то величина влажности представляет собой меру пори­ стости. Давление 1000 кг/см соответствует погружению на глу­ бину 4000 м. Определение пористости пород из буровых скважин на глубине 4000 м показало, что она, как правило, у глинистых пород не превышает 5% (Вассоевич, 1962). Таким образом, мы видим только небольшие расхождения между лабораторными опытами и природными объектами, последнее, естественно, учи­ тывая кратковременность лабораторных опытов.

Фактор времени значительно сильнее сказывается при вы­ соких давлениях. Кембрийская глина, обжатая нагрузкой 3000 кг/см, имела пористость 7%, в то время как горные поро­ ды с глубины 10 000 л имеют пористость около 1%.

Глинистые частицы имеют чешуйчатую или листоватую фор­ му и под давлением ориентируются параллельно наиболее раз­ витой поверхности (001), вследствие чего могут плотно приле­ гать друг к другу, образуя агрегаты с ничтожной пористостью.

Глинистые и слюдистые частицы обладают также способностью к пластическим деформациям. Это очень хорошо проявляется в смешанных песчано-глинистых породах — деформации глинистых и слюдистых минералов между жесткими кварцевыми песчин­ ками.

В зернистых породах (песчано-алевритовых и др.) под дав­ лением происходит уменьшение пористости благодаря смещению частиц. При укладке песчинок, имеющих форму идеального шара, по кубу пористость достигает 47,6%, при укладке по тет­ раэдру— 25,9% (пористость определялась путем расчета). Та­ ким образом, пески под давлением стремятся уложиться по тет­ раэдру, занять минимальный объем. Параллельно с уменьшением пористости происходит удаление из пор воды. Давление нагруз­ ки вышележащих толщ в зернистых породах с самого начала полностью воспринимается твердыми частицами — скелетом. При высоком давлении дальнейшее уменьшение пористости возмож­ но за счет раздробления зерен.

Увеличение давления на грубозернистый песок от 200 до 3000 кг/см- привело к тому, что количество фракции размером 2—1 мм уменьшилось с 90 до 30%, соответственно произошли изменения в других фракциях, а пористость уменьшилась от 48—36 до 28—21%.

При обжатии песка давлением 530 кг/см зерен первоначаль­ ного размера (1—0,5 мм) осталось только 55%- Песок, обжатый под нагрузкой 280 кг/см, уменьшил пористость на 6%, под на­ грузкой 1960 кг/см — на 19% (Рухин, 1962).

Однако к оценке возможности раздробления зерен следует подходить осторожно, так как кварц и некоторые другие поро­ дообразующие минералы обладают высокой прочностью (табл.

18).

Таблица Механические свойства некоторых минералов (по Григсу) Всесторон­ Временное сопротивление Сопротивление нее давле­ сдвигу в Минералы сжатию в ние в Кг;

СМ г кг/см кг см 900 10 Галит —140 1000 Гипс — К а л ь ц и т Il с п а й н о с т и — То же 2 800 2800 10 — 2200 10 Анортит — 24 200 К в а р ц I о с и с' J — 27200 То же „ 118 500 14 500 19 Вероятно, раздроблению подвергаются зерна кварца и других минералов, прочность которых понижена благодаря наличию включений, трещин, спайности и т. п.

В зависимости от формы и размеров поверхностей соприкос­ новения давление на контакте зерен может возрастать в десятки раз по сравнению с исходным. Особенно велико давление на точечных контактах зерен.

Высокое давление на контакте зерен при наличии растворов способствует растворению и внедрению их друг в друга. Это явление получило название гравитационной коррозии. Раство­ ренное вещество осаждается на поверхности частиц, образуя ре генерационные каемки и заполняя поры. Таким путем про­ исходят конформация (приспособление поверхности зерен друг к другу—механическое и химическое с растворением), инкор­ порация (внедрение одного зерна в другое) и образование ми кростилолитовых швов и микростилолитового сочленения зерен.

Растворению подвергается кварц, обломки эффузивов, вул­ канического стекла, различных кремнистых пород и др. Опыты по растворению кварца под давлением показали, что в чистой воде при давлении 100 атм, температуре 300° С растворяется 245 мг/л кварца. В воде, содержащей хлориды и бикарбонаты, при давлении 100 атм и 300° С растворяется 1887 мг/л кварца (Хитаров, 1952).

В сцементированных породах давление передается на контак­ ты зерен и цемент. Значительное уплотнение за счет умень­ шения пористости здесь невозможно или происходит в весьма ограниченной степени (когда не все поры заполнены це­ ментом).

При обжатии песчаника слабым давлением уплотнения не происходит, под давлением 560 кг/см (примерно соответствует погружению на 2000—2500 м) он уменьшается в объеме менее чем на 1%. При более высоком давлении возможно некоторое уплотнение за счет раздробления зерен и цемента.

В зернистых породах с цементом из галита, гипса, кальцита цементирующее вещество, благодаря пластичности, течет в твер­ дом состоянии, заполняя пустые поры. Аналогичное явление возможно в породах с глинистым цементом. В породах с квар­ цевым цементом уплотнение не наблюдается.

Физико-механические процессы приводят к уплотнению гор­ ных пород — увеличению объемного веса и уменьшению пори­ стости;

одновременно уменьшается содержание воды и изме­ няется отношение пород к воде. Однако высокий объемный вес и малая пористость не всегда следствие одного уплотнения, а могут быть результатом полной цементации. Поэтому при систе­ матизации и анализе результатов лабораторных исследований необходимо оперировать массовым материалом и средними циф­ рами.

Плотность пород и отношение к воде являются важными кон­ стантами, показывающими степень их изменения (табл. 19).

Процессы уплотнения всех остальных пород происходят ана­ логично уплотнению глинистых либо зернистых пород, рыхлых или сцементированных. Так, например, бокситы и неокаменев шие мергели уплотняются аналогично глинистым породам, обло­ мочные известняки и другие породы обломочного происхожде­ ния, состоящие из твердых зерен, — аналогично зернистым породам. Конечно, в процессе уплотнения каждой породы проявляются свои индивидуальные черты, но принципиально это одни и те же явления.

Исключение составляют породы коллоидного генезиса и ис­ копаемые угли. В первых (некоторые разности кремнистых, же­ лезистых и глинистых пород) первоначально отлагаются легко, деформируемые гелевые комочки и первичная пористость в осад­ ке, вероятно, была незначительной. Старение коллоидов приво­ дит к сокращению объема и появлению трещин синерезиса.

Дальнейшая раскристаллизация переводит их в твердое состоя­ ние. Такие породы при высоком давлении не подвергаются уплотнению или уплотняются слабо.

Таблица Пористость и отношение пород к воде ^^"--^^^ Свойства Порис­ О т н о ш е н и е к воде тость Покрывающие осадки Название породы в% 78 Легко распуска­ О з е р н ы й ил;

Ст. Русса. Десятки сантимет­ ется в в о д е р о в в о д ы и ила 52 То же Озерный ил;

Бердянск. То же Аллювиальная глина;

50 Легко размокает Несколько метров в воде пород Ленточная г л и н а ;

Сев. Зап. часть СССР... То же То же Киевская глина;

Нижнее 47 „ Н е с к о л ь к о десятков Н и ж н е м е л о в а я г л и н а ;

там метров пород 47 100—200 м пород Ю р с к а я г л и н а ;

там же. To ж е Глина нижнего карбона;

37 „ Н е с к о л ь к о сот мет­ ров пород Глина верхнего карбона;

Легко размокает То ж е Подмосковье в воде Кембрийская глина;

При- Размокает в во­ 100—200 м пород 34 де Меловая глина формации Вайэн, Вайонминг;

С Ш А То же Верхнемеловая глина фор­ мации Н а й т ;

там же ?

Аргиллиты среднего кар­ бона Донбасса;

Л и с и ­ 10—12 С т р у д о м размо­ чанск Б о л е е 4000 м кают в воде А р г и л л и т ы триаса Крыма 1—4 Не размокают в Б о л е е 5000 м А р г и л л и т ы среднего кар­ воде боната Донбасса;

Ш е г 1-3 Б о л е е 7000 м Глинистые сланцы антра­ цитовых районов Дон­ басса 0,9-2 Б о л е е 10000 м о Превращение торфа и сапропеля в ископаемый уголь сопро­ вождается очень большим уплотнением. Однако это уплотнение можно рассматривать как механический процесс только на на­ чальной стадии. Дальнейшее уплотнение сопровождается деги­ дратацией молекул органических соединений, отщеплением бо­ ковых цепей и удалением летучих компонентов (процесс физи­ ко-химический).

Таким образом, процесс уплотнения осадочных пород начи­ нается как физико-механический и заканчивается как физико химический. В одних случаях глинистые и зернистые породы уплотняются как породы несцементированные, в других — как сцементированные. Возможны и такие условия, когда в началь­ ной стадии они уплотняются как породы несцементированные, а в конечной — как сцементированные. Уплотнение может замед­ ляться и полностью приостанавливаться.

Процессы минералообразования. Характер процессов мине ралообразования определяется термодинамическими условиями, составом пород и составом подземных вод.

Вся толща стратисферы с точки зрения условий циркуляции и состава подземных вод разделяется на три зоны (сверху вниз).

1. Зона свободного водообмена до глубины 200—700 м (в за­ висимости от местных условий). В этой зоне наблюдается интен­ сивная циркуляция подземных вод и обмен их с поверхност­ ными.

2. Зона затрудненного водообмена до глубины 1500—2000 м, где условия циркуляции мало благоприятны, а обмен с поверх­ ностными водами осуществляется лишь частично. к 3. Зона застойных вод на глубинах более 2—2,5 ~мм, где цир­ куляция подземных вод еще более затруднена или вообще не имеет места, а обмен с поверхностными водами полностью ис­ ключен.

Границы между зонами определяются местными гидрогеоло­ гическими условиями и изменяются в широких пределах.

Изучение химизма подземных вод показало, что существует определенная вертикальная и горизонтальная (климатическая) зональность. Вертикальная зональность создается условиями циркуляции. Обычно в зоне свободного водообмена развиты гидрокарбонатные мало минерализованные воды, в зоне затруд­ ненного водообмена — гидрокарбонатно-сульфатные и сульфат­ ные, в зоне застойных вод — хлоридно-сульфатные и хлоридные высокоминерализованные воды и рассолы. Климатическая зо­ нальность сказывается только на верхних горизонтах подземных вод и проявляется примерно в таком же порядке изменения хи­ мизма вод при движении от зон избыточного увлажнения к за­ сушливым и пустынным областям.

В связи с изменением состава и минерализации вод с глу­ биной происходит изменение реакции и окислительно-восстано­ вительного потенциала. В зоне свободного водообмена реакция растворов щелочная и среда окислительная. Исключение могут составлять только воды угленосных и других формаций, богатые органическим веществом и углекислотой, имеющие нейтральную и иногда даже кислую реакцию и низкий восстановительно-оки­ слительный потенциал. Аналогичные условия наблюдаются в местах выходов термальных источников.

По мере углубления в толщу стратисферы увеличивается рН и падает Eh;

на больших глубинах в зоне застойных вод на блюдаются восстановительные и щелочные (даже резко щелоч­ ные) условия среды.

В стадию катагенеза при повышенной температуре и давле­ нии в присутствии щелочных растворов происходят химические Рис. 6. К в а р ц е в ы й регенера- Рис. 7. Известняк, рассеченный ж и л к а м и ц и о н н ы й цемент в песчанике;

кальцита;

средний к а р б о н Донбасса (уве­ средний карбон Донбасса, личение 100, п р и одном николе) (увеличение 2 2, николи скре­ щены) и физико-химические реакции: растворение неустойчивых мине­ р а л о в — пироксенов и амфиболов, основных плагиоклазов. За­ тем начинается растворение кварца и кремнистых пород. Раст­ ворение сопровождается регенерацией здесь же или растворен­ ное вещество выносится в соседние пласты (рис. 6). Одновре­ менно происходит гидрослюдизация слюд и кислых плагиоклазов с образованием гидрослюд, смешанно-слойных минералов и далее монтмориллонита. Взаимодействие поровых растворов с кальцитом приводит к образованию карбонатов кальция, маг­ ния и железа. Местами наблюдается массовое осаждение кар­ бонатов в порах и по трещинам (рис. 7).

В кислых условиях среды образуется каолинит в глинистых породах и в цементе зернистых, корродируются и растворяются карбонаты и фосфаты. Все эти процессы еще напоминают про­ цессы диагенеза (отчасти выветривания) или являются их есте­ ственным продолжением.

При высоком давлении (1000—2000 атм) и более высокой температуре (100—200° С) в присутствии щелочных растворов значительно большей концентрации (уплотнение почти законче­ но, зерна максимально сближены) наблюдаются более интен­ сивные изменения: массовое растворение обломочных зерен квар­ ца и полевых шпатов с выносом кремнезема в поры и смежные участки, образование микростилолитовых структур. Начинается интенсивная гидрослюдизация и хлоритизация глинистых мине­ ралов с образованием гидрослюд и ортохлоритов, перекристал­ лизация пелитоморфных и микрозернистых карбонатов (седи ментогенных и диагенетических) — образование зернистых карбонатов.


В кислых условиях среды при запечатывании в порах глини­ стого вещества наблюдается диккитизация каолинита. В поро­ дах, богатых вулканическим материалом, образуются маловод­ ные цеолиты.

В стадии катагенеза можно выделить два этапа: начальный, или ранний, и глубинный, или поздний, катагенез.

Начальный этап характеризуется наличием в глинистых и цементе зернистых пород неизменного глинистого вещества, уна­ следованного от стадии диагенеза или образовавшегося уже при катагенезе, широким развитием процессов внутрислоевого рас­ творения неустойчивых минералов, коррозией кварца и полевых шпатов (с частичной регенерацией) и образованием различных карбонатов. Пористость пород высокая, порядка 30—15%, сохраняются еще рыхлые и слабо сцементированные породы:

глины, аргиллиты, размокающие в воде, пески, рыхлые и пори­ стые песчаники, ракушечники, мел, мергели, бурые и каменные, длиннопламенные и газовые угли.

Текстуры и структуры осадочных пород заметно не изменя­ ются.

В зависимости от продолжительности этапа глубина зоны раннего катагенеза изменяется от 1000 до 5000 м.

В древних породах рифея и нижнего палеозоя мощность зо­ ны неизмененного глинистого цемента 1000—2000 м, в молодых третичных отложениях — до 4000—5000 м.

Процессы минералообразования на раннем этапе протекают при повышенных, но все же невысоких давлении и температуре (давление до 1000 атм, температура до 100—120°С). Дальней­ шее повышение давления приводит к максимальному сближе­ нию зерен, их раздроблению и массовому растворению.

Поздний катагенез характеризуется массовым растворением под давлением обломочных зерен кварца, полевых шпатов, об­ ломков горных пород (с регенерацией и микростилолитизацией), интенсивной гидрослюдизацией и хлоритизацией глинистого ве­ щества, перекристаллизацией карбонатов и т. п. Пористость по­ род сильно уменьшается — до 3—5%. Текстуры осадочных пород сохраняются, структуры испытывают заметные изменения: появ ляются конформные, регенерационные структуры, стилолитовые, структуры перекристаллизации в известняках, ориентированные структуры в глинистых породах.

В результате этих изменений глины переходят в аргил­ литы, не размокающие в воде, пески и рыхлые песчаники в плот­ ные и крепкие песчаники, ракушечники в плотные известняки, происходит перекристаллизация мела, мергелей и известняков.

Каменные угли типа газовых и длиннопламенных переходят в спекающиеся (коксовые и паровично-спекающиеся). Поздний катагенез осуществляется при температуре до 200° С и давлении до 2000 атм.

Процессы начального катагенеза осуществляются сходно в геосинклиналях и на платформе (зона неизмененного глинисто­ го цемента), поздний катагенез в геосинклиналях несколько от­ личается от аналогичного процесса на платформах благодаря большей мощности осадков и некоторому влиянию стресса.

Зоны катагенеза могут быть выделены и картированы. Гра­ ницы зон секут стратиграфические границы и согласуются с глу­ биной погружения. Так, например, граница между ранним и поздним катагенезом на территории Большого Донбасса прохо­ дит между средним и верхним карбоном в центральном Дон­ бассе, поднимается до границы верхнего карбона и перми в восточном Донбассе и опускается в девонские отложения на се­ веро-западе и в Днепровско-Донецкой впадине. На юго-востоке Русской платформы она совпадает с подошвой девона (Сер добск) и поднимается до границы между нижним и средним карбоном в районе г. Пугачев (Шутов, 1962).

В последнее время предприняты попытки выделить типы катагенеза и расчленить его на ряд этапов. Так, Н. Б. Вассое вич (1955) выделяет пять самостоятельных этапов, связывая их с изменениями органического вещества и плотности пород.

Л. Б. Рухин (1953) различает прогрессивный эпигенез (катаге­ нез в нашем понимании — Н. Л.) при погружении участков земной коры и регрессивный эпигенез — при поднятии. Нам кажется, что такое дробное разделение преждевременно. Расчле­ нение стадий на много этапов возможно только по органическо­ му веществу, минеральное вещество более консервативно, изме­ няется медленно и уловить тонкие его изменения трудно. Кроме того, регрессивный этап выделяется по таким процессам мине ралообразования как каолинизация, карбонатизация, переход ангидрита в гипс, т. е. процессам, характерным для началь­ ного катагенеза и частично для выветривания. Поэтому всегда возникает вопрос — не сказались ли здесь процессы вывет­ ривания?

Несомненно, что регрессивный процесс существует, но в на­ стоящее время устанавливается он главным образом на осно­ вании логических рассуждений, а не бесспорных фактов.

Стадия метагенеза Глубокие изменения осадочных пород, происхо­ дящие в нижних частях стратисферы, по своему характеру близкие, а во многом тождественнные начальным стадиям реги­ онального метаморфизма мы будем называть метагенезом * (про тометаморфизм Страхова, сильный эпигенез или слабый мета­ морфизм Рухина).

Метагенез происходит в геосинклиналях при мощности оса­ дочной толщи свыше 7000—8000 м, давлении 2000—3000 атм, температуре 200—300° С и наличии минерализованных раство­ ров. Одним из важных факторов метагенеза является стресс.

Процессы метагенеза, вероятно, проявляются и на платфор­ ме в осадочных породах докембрия, где минералообразование шло при более низких температурах и давлении, но многие сотни миллионов лет.

Метагенез по своей природе процесс физико-химический. Уже на стадии глубинного катагенеза, как мы видели, уплотнение по­ род в основном заканчивается, пористость достигает величины 2 — 3 %. Следовательно, уплотнение в метагенезе не играет суще­ ственной роли. Однако движение масс при складчатости вызыва­ ет появление тонкой трещиноватости — многочисленных поверх­ ностей кливажа скольжения, создавая этим новые пути для ми­ грации растворов.

Активной циркуляции растворов способствует высокая темпе­ ратура. В зоне метагенеза широко развиты процессы растворе­ ния и регенерации, перекристаллизации, реакции взаимодейст­ вия растворов и минералов породы с привносом и выносом вещества (метасоматоз). В результате осадочные породы пере­ ходят в категорию метаморфизованных, но еще не настоящих метаморфических. Во время метагенеза происходит полное пре­ образование цемента зернистых пород и частичное (редко пол­ ное) — основной массы глинистых и карбонатных пород. Обло­ мочные зерна терригенных пород, как травило, не перекристал­ лизованы или перекристаллизованы только по периферии, редко по всему зерну. Явления катаклаза имеют место, но обычно значение их невелико.

В стадию метагенеза образуются: окислы (кварц, анатаз, ру­ тил, брукит, гематит, магнетит);

карбонаты (кальцит, анкерит, доломит и д р. ) ;

силикаты (гидрсслюда, близкая к серициту, се­ рицит, мусковит, ортохлориты — рипидолит, афросидериг и др.— альбит, эпидот, стильпномелан, пирофиллит и др.

Ряд минералов возникает в виде каемок регенерации на обломочных зернах — циркон, турмалин, эпидот, цоизит, клиио чоизит, титанит. Некоторые из них образуют отдельные кри сталлы и скопления — турмалин, эпидот, сфен.

* Термин «метагенез» введен автором совместно с Коссовской и Ш у т о в ы м в 1957 г. и одновременно Вассоевичем.

В стадию метагенеза широко развиты процессы направлен­ ной коррозии, кристаллизации и перекристаллизации под воз­ действием стресса. В зернистых породах, богатых цементом, образуются «бородатые» зерна кварца (рис. 8, А и 8, Б), в по­ родах, лишенных цемента, — стилолитовое сочленение зерен (часты стилолиты под углом к напластованию). Иногда наблюдается коррозия гра­ натов, ставролита, дистена, силлиманита, регенерацион иое обрастание и разраста­ ние кварца, полевых шпатов и других минералов. Гидро слюдизация и хлоритизация усиливаются и получают дальнейшее развитие, приво­ дя к массовому появлению гидрослюды, близкой к сери­ циту, серицита и даже му­ сковита (глубинный метаге­ нез). Обломочный биотит на раннем этапе еще сохраняет­ Шлиф - ся, на позднем — переходит в пакеты мусковита и хлори­ та. Минералы метагенеза представлены зернистыми агрегатами, контакты между зернами зазубренные и вол­ нистые. Одновременно про­ исходит перестройка струк­ тур осадочных пород: широ­ кое распространение получа­ ют мозаичные (конформно регенерационные) сланцева­ тые линзовидно-сегрегацион но-полосчатые, зубчатые — шиловидные, структуры на­ правленной коррозии и кри­ сталлизации, перекристалли­ зации под давлением стрес­ са и т. п. (рис. 8). На позд­ Рис. 8. П е с ч а н и к ашинской свиты (ордо­ нем этапе метагенеза преоб­ вик У р а л а ). А — с т р у к т у р а направленной разуются текстуры: появля­ коррозииа риц акристаллизации, «бородатые»

зерна к в, к л и в а ж течения и разрыва ются сегрегационно-полосча- (при 1 николе, увеличение 2 0 0 ) ;

Б — за­ тые текстуры, массовое раз­ рисовки по ш л и ф у т о г о ж е песчаника:

витие получают секущие / — серицит, 2 — кварц, 3 — вторичный кварц, 4—кливаж р а з р ы в а, а — н о р м а л ь н ы й кварц, кварцевые жилки и линзоч- б — к в а р ц с волнистым п о г а с а н и е м «и. Широко развиты кливаж, течения и,кливаж разрыва (рис. 8).

В глинистых породах и цементе зернистых часто наблюдается парагенез гидрослюды, близкой к серициту, серицита, ортохло ритов, кварца, карбонатов (в палевошпатовых — кварцевых и аркозовых породах), серицита, мусковита, стильпномелана, ор тохлоритов, кварца и !карбонатов (в граувакковых породах), т. е.

ассоциация минералов, характерная для мусковит-хлоритовой зоны фации зеленых сланцев.


Отличие от настоящих метаморфических пород фации зеле­ ных сланцев заключается в не­ NIj значительной перекристаллиза­ 1, 2,000 ции обломочных зерен, в сла­ бом развитии альбита, эпидота 1, 1, и мусковита (здесь они явля­ ются еще акцессорными мине­ idoo 1, ралами).

IjOO - !, К процессам метагенеза — в значительной мере процессам 7. 50 СО \30 20\ Ю О V' метасоматическим — приложи мо учение о дифференциальной подвижности компонентов, раз­ виваемое А. Д. Коржинским.

I Jf! Парагенезы минералов метаге 15 с неза в обломочных и глинистых р а х позволяют наметить Рис. 9. К р и в ы е изменения показате- по од леи преломления у г л я ( с п л о ш н а я л и - Г г РД т а к о и ния) и гидрослюд ( п у н к т и р ) в угле- дифференциальной Я подвижности компонентов:

носной толще Донецкого бассейна H O, GO K O, Na O, CaO, MgO, FeO, SiO, Al O, TiO.

2 2 2 2 2 2 3 В результате метагенетических изменений глинистые породы превращаются в глинистые, аспидные, филлитоподобные слан­ цы, зернистые породы — в песчаники-кварциты, кварцито-песча ники и кварциты, известняки — в мраморизованные известняки, ископаемые угли — в тощие угли и антрациты.

Наличие последовательных нарастающих изменений можно наблюдать в ряду хорошо изученных ископаемых углей и глини­ стых пород.

Ископаемые угли образуют непрерывный ряд от бурого угля, близкого к торфу, через бурый блестящий уголь, близкий к ка­ менному углю, целую гамму каменных углей (от длиннопла менных до тощих) до антрацитов. Бурые угли представляют собой аморфное — изотропное вещество, каменные угли обнару­ живают анизотропию и другие признаки кристаллического веще­ ства. В группе каменных углей степень изменения нарастает от длиннопламенных к антрацитам. Так, например, показатели пре­ ломления каменных углей Донбасса возрастают от 1,750 у длин­ нопламенных д о 2,04 у тощих (рис. 9).

Бурые и большинство каменных углей характеризуют стадию катагенеза, тощие угли и антрациты — метагенеза.

Глинистые породы можно расположить в непрерывный ряд:

глины (и камнеподобные глины, сланцеватые глины), аргилли­ ты, сланцеватые аргиллиты, глинистые, аспидные и филлитопо­ добные сланцы. Глины и большая часть аргиллитов сложены различными глинистыми минералами, имеют высокую пори­ стость и размокают в воде. Глинистые сланцы сложены гидро­ слюдами, серицитом, хлоритом, кварцем и карбонатами, имеют ничтожную пористость и не размокают в воде. Еще более изме­ ненными являются аспидные и филлитоподобные сланцы.

Гидрослюды от аргиллитов к глинистым сланцам (и далее) изменяют свой состав — растет содержание щелочей и измен»* ются физические свойства. Так, например, в глинистых породах Донбасса (средний карбон) гидрослюды районов развития длин­ нопламенных углей имеют Ng не выше 1,576 и двупреломление д о 0,020, а гидрослюды антрацитовых районов — Ng— 1,590 и -двупреломление д о 0,030 (см. рис. 9).

|J Наблюдается характерный парагенетический ряд превраще­ н и й минералов: •• I м у с к о в и т ^ с е р и ц и т г и д р о с л ю д а ^Гкаолинит.

|й При процессах выветривания и раннего катагенеза измене­ ние происходит слева направо, при процессах метагенеза и глу ринного катагенеза — справа налево.

Jp Глины и аргиллиты присущи стадии катагенеза, глинистые, рспидные и филлитоподобные сланцы характерны для стадии Метагенеза.

' Таким образом, метагенез представляет собой глубокие струю %урно-минералогические преобразования пород в новых услови­ я х их существования — в нижней части стратисферы. Степень И характер преобразований определяются составом пород и рас­ творов, глубиной погружения и интенсивностью орогенических движений (интенсивностью стресса).

Большое значение имеет продолжительность процессов изме­ нения. Однако в условиях геосинклинали влияние геосинкли ^ального режима является определяющим. Так, например-, !орские отложения Большого Кавказа и ордовикские Урала Находятся на стадии глубинного метагенеза, а каменноугольные Фтложения Прибалхашья и юрские Верхоянья — на стадии глу?

финного катагенеза — испытали одинаковую степень изменения.

Цтадия метагенеза установлена в пермских отложениях Верхо 1нья, ордовике Урала, силуре Прибалхашья, перми Забайкалья!

ЯЭрбоне Донбасса и Предкавказья и др. Можно предположить, ЯТо осадочный комплекс Пенсильванского антрацитового райо ^ Логвинеико Н. В на и Остраво-Карвинского бассейна находятся на той же стадии изменения.

Зоны метагенеза, так же как и зоны катагенеза, могут бьпъ выделены и картированы. Это уже сделано для Верхоянья и дру­ гих районсв.

В стадии метагенеза можно наметить два этапа.

Первый этап — ранний или начальный, происходящий на глубинах свыше 7000—8000 м при температуре 200—300° С и давлении 2000—3000 атм. Для него характерно развитие квар цитовидных песчаников, глинистых сланцев, частично перекри­ сталлизованных известняков, тощих каменных углей и антраци­ тов. Наблюдается интенсивная гидрослтадизация и хлоритизация глинистых минералов, развитие конформных и регенерационных структур, микростилолитов. Однако еще сохраняются реликты обломочного биотита, текстуры осадочных пород, структуры пе­ рестраиваются, пористость пород невысокая — 2—4%. Появляет­ ся кливаж течения (ориентировка чешуйчатых минералов пер­ пендикулярно давлению стресса) и кливаж разрыва.

Второй этап — поздний, или глубинный, метагенез, происхо­ дит на глубинах свыше 9 000—10000 м при температуре 300 C и выше и давлении 3000 атм и более. Для него характерны квар цито-песчаники и кварциты, аспидные и филлитоподобные слан­ цы, мраморизованные известняки, антрациты и графитизирован ные антрациты. В породах появляется гидрослюда, близкая к серициту, серицит, иногда мусковит;

обломочный биотит пере­ ходит в пакеты хлорита и мусковита. Появляются структуры, характерные для метаморфических пород,— сланцеватые, линзо видно-сегрегационные, полосчатые, шиловидные, стилолитовые.

Интенсивно проявляется направленная коррозия и кристаллиза­ ция под воздействием стресса *, кливаж течения и кливаж раз­ рыва. Пористость пород 1—2%.

Стадия глубинного метагенеза частично сопоставляется с на­ чальной стадией регионального метаморфизма — фацией зеле­ ных сланцев.

Гипергенез Условия выветривания осадочных и кристалличе­ ских пород одинаковы, однако в связи с различием минералоги­ ческого состава существует некоторая специфика выветривания осадочных пород. В настоящем разделе речь идет о процессах химического выветривания. Благодаря выветриванию происхо­ дит существенное изменение состава осадочных пород: вещества * П о п р и н ц и п у Р и к к е — растворение со стороны давления и кристаллиза­ ция со стороны, перпендикулярной давлению. О б р а з у ю т с я «бородатые» зерна кварца, перекристаллизовьшаются минералы цемента — перекристаллизация под давлением с образованием однозначной ориентировки ч е ш у й ч а т ы х мине­ ралов.

цемента, обломочных зерен, основной массы биогенных и хемо- генных пород.

Процессы окисления, гидратации и растворения. В осадоч­ ных породах, содержащих сульфиды, происходит окисление и гидратация железа и серы. Сульфиды железа и других металлов на первой стадии выветривания переходят в сульфаты закиси водные и безводные. Сульфаты закиси в присутствии кислорода, воды и серной кислоты окисляются и переходят в сульфаты окиси. При этом образуется целый ряд минералов: сидеротил, ссмольнокит, фиброфферит, галотрихит, мелантерит и многие другие.

Одновременно с образованием сульфатов возникает и серная кислота. Часть ее расходуется на окисление сульфатов закиси.

Сульфаты в большинстве своем представляют легко раствори­ мые соединения и уносятся грунтовыми водами. Только в усло­ виях сухого климата пустынь и полупустынь сульфаты металлов сохраняются и накапливаются.

Сульфаты окиси железа, помимо высокой растворимости, яв­ ляются неустойчивыми соединениями, легко подвергаются гид­ ролизу и выпадают из растворов в виде гидроокислов железа.

Этот процес проходит в четыре этапа и может быть охарак­ теризован следующими уравнениями.

1. Растворение пирита и образование ионов железа и серы.

Окисление серы и образование серной кислоты, взаимодействие серной кислоты с ионами железа — возникновение маловодных сульфатов закиси железа:

2FcS, + 4 H O + 7 O -» 2 F e S O H O + 2 H S O или 2 2 4 2 2 2FeS + 16H O + 7 O -» 2 F e S 0 7 H 0 + 2 H S O.

2 2 2 4 2 2 2. Присоединение воды и образование богатых водой суль­ фатов закиси железа:

FeSO H O + 4H O ^ FeSO SH O и FeSO SH O + [ 2 H O ^ FeS0 7H 0....

4 2 2 4 2 4 2 2 4 3. Взаимодействие сульфатов закиси железа с серной кисло­ той, водой и кислородом воздуха — окисление железа и образо­ вание нормальных и основных сульфатов окиси железа:

4FeSO SH O + 2H SO + O -» 2Fe (S0 ) 7H 4 2 2 4 2 2 4 3 4FeSO SH O + H O + O 2Fe ( O H / S 0 ) 9 H 0 + H O.

4 2 3 2 2 4 2 2 4. Гидролиз сульфатов окиси железа и образование гидро­ окислов железа:

Fe ( S 0 ) 7 H 0 ^ 2Fe ( O H ) + H O + 3 H S O 2 4 3 2 3 2 2 или Fe (SO J + 6 H O ^ 2Fe ( O H ) + 3H SO.

2 4 3 2 3 2 Возникшая при окислении сульфидов серная кислота в про­ цессе обменных реакций с другими соединениями, и в частности 3" с карбонатами, а также при взаимодействии с растворами, со­ держащими калий, натрий, кальций, магний, алюминий, железо, образует ряд менее растворимых сульфатов: гипс, квасцы, яро зит, алунит и др.

Таким образом, при наличии в породах сульфидов в процес­ се выветривания образуются следующие минералы: гидроокис лы железа, мелантерит, гипс, квасцы, ярозит, алунит, сульфаты тяжелых металлов (сохраняются в сухом климате).

Намечаются следующие парагенетические ряды превращений минералов:

Сульфиды ж е л е з а — » • сульфаты железа—-гидроокислы железа I серная кислота+кальцит—-гипс Описанный выше процесс наиболее выражен в зоне окисле­ ния сульфидных рудных месторождений, но вместе с тем почти всегда проявляется в осадочных породах (глины, аргиллиты, глинистые сланцы, ископаемые угли, реже в других типах оса­ дочных пород, содержащих сульфиды). Отличие заключается лишь в масштабах: в рудных месторождениях упомянутые выше минералы образуют значительные концентрации (в зоне окисле­ ния), в осадочных породах значительные концентрации, как пра­ вило, не встречаются.

Образование сульфатов происходит в кислой среде ( р Н 7 ) и сопровождается разъеданием карбонатов, фосфатов вплоть до полного их растворения и замещения сульфатами, реже кремне­ земом.

Очень часто наблюдаются псевдоморфозы сульфатов (в ча­ стности гипса и др.) по зернам карбонатов, раковинам моллюс­ ков и т. п.

Кислые условия среды способствуют процессу каолиниза­ ции полевых шпатов, слюд, гидрослюд, а в некоторых случаях возможно и образование свободных гидратов глинозема (дейст­ вие H S O на каолинит с образованием гидраргиллита).

2 Процесс гидратации в чистом виде наблюдается при перехо­ де ангидрита в гипс (в соленосных толщах), при гидратации минералов железа (гематита, гетита, лепидокрокита и др.) с образованием гидроокислов железа. Широко распространен про­ цесс окисления и гидратация магнетита, глауконита, железистых хлоритов (бурые пленки и налеты лимонита на зернах магнети­ та, глауконита) и других минералов железа.

Не менее важным процессом зоны гипергенеза является рас­ творение и вынос вещества поверхностными и подземными во­ дами.

Растворению подвержены в первую очередь наиболее раство­ римые соединения: галоиды, сульфаты, нитраты, затем карбона­ ты и фосфаты.

Особенно активны кислые воды, содержащие органические и неорганические кислоты.

В результате растворения и выноса вещества увеличивается пористость, появляется ноздреватость, кавернозность, осадочные породы становятся менее плотными, иногда полностью теряют цемент.

В случае минерализованных вод одновременно с растворе­ нием происходит образование новых минералов (см. выше об­ разование сульфатов).

Стадийное изменение силикатов. Наиболее распространенные процессы зоны гипергенеза — процессы изменения силикатов.

Среди силикатов, как известно, особое значение имеют поле­ вые шпаты и слюды, составляющие больше 50% массы мине­ ралов земной коры и около 30% массы минералов осадочных пород.

В щелочных условиях среды полевые шпаты и слюды превра­ щаются в серицит, гидрослюды, реже в хлорит, монтмориллонит.

Средние и основные плагиоклазы при выветривании в тех же условиях среды переходят в гидрослюды, кальцит, эпидот с вы­ носом геля кремнезема.

В кислых условиях среды полевые шпаты и слюды в конеч­ ном счете превращаются в каолинит. В результате этого часть обломочных зерен в песчаниках и алевролитах переходит в гид­ рослюду и каолинит и из полиминеральных пород возникают мономинеральные и маломинеральные породы с гидрослюди стым, гидрослюдисто-каолинитовым и каолинитовым цементом.

В шлифах таких пород наблюдаются прекрасно выраженные «воротничковые» или «вермикулитоподобные» агрегаты гидро­ слюд и каолинита, развивающиеся по полевым шпатам и слю­ дам.

Освобождающаяся при процессе каолинизации кремнекисло та минерализуется в виде опала, халцедона или кварца.

В условиях тропического климата возможно дальнейшее раз­ ложение каолинита с образованием гидроокислов алюминия и геля кремнекислоты.

Таким образом, в результате выветривания полевых шпатов и слюд в осадочных породах появляются следующие минералы:

серицит, гидрослюды, каолинит, хлорит, монтмориллонит, кар­ бонаты, главным образом, кальцит, минералы группы эпидота, опал, халцедон (кварцин, кварц), гидроокислы алюминия (гид раргиллит).

В выветрелых осадочных породах наблюдаются такие пара генетические ряды превращений минералов:

ортоклаз-»каолинит+опал, халцедон, кварцин;

п л а г и о к л а з ^ с е р и ц и т — г и д р о с л ю д а + о п а л, халцедон, кварцин;

плагиоклаз *серицит-»-гидрослюда-»монтмориллонит-гОпал, халцедон, кварцин;

м у с к о в и т - с е р и ц и т - г и д р о с л ю да - * к а о л и н и т ;

биотит^хлоритизованный биотит-хлорит^гидрохлорит;

биотит—• г и д р о б и о т и т * - ! - и л л и т - - к а о л и н и т ( п р и смене у с л о в и й с р е д ы о т щелочных до кислых);

б и о т и т ^ б е л а я обесцвеченная с л ю д а + г е м а т и т ( п р н свободном д о с т у п е кислорода).

Карбонатизация и декарбонатизация. В условиях поверхно­ сти земли угольная кислота является довольно активным реа­ гентом. Она образует средние и кислые соли кальция. Средние соли, или монокарбонаты (Р/'СОз), почти не растворяются в воде, кислые соли, или бикарбонаты [Ру"(НСОзЬ], соединения растворимые. Режим карбонатов регулируется содержанием уг­ лекислого газа в растворах. Между ними существует следующая зависимость:

C a C O + COo + Н „ 0 ^ Ca ( H C O )., 3 1 " осадок раствор При избытке углекислого газа монокарбонаты переходят в бикарбонаты (уменьшается значение р Н ), при недостатке его бикарбонаты переходят в монокарбонаты, т. е. выпадает осадок (увеличивается значение р Н ). Эта зависимость регулирует как растворение, так и осаждение карбонатов на земной поверхности и в водных бассейнах.

На земной поверхности происходит с одной стороны раство­ рение карбонатов в кислых и нейтральных условиях среды— выщелачивание карбонатного цемента в зернистых породах, кон­ креций в глинистых и других породах, растворение известняков, доломитов и других карбонатных пород. С другой стороны — образование карбонатов — осаждение их из растворов в порах и трещинах горных пород в щелочных условиях среды.

Растворение обычно идет избирательно: сначала растворяют­ ся пелитоморфные карбонаты с очень малыми размерами ча­ стиц, затем зернистые карбонаты и т. д. Наиболее растворимы карбонаты кальция, менее — карбонаты других металлов.

При осаждении карбонатов из раствора чаще всего возни­ кает кальцит. Однако во многих случаях образуются карбонаты кальция, магния и железа, представляющие двойные соли и изоморфные смеси. Это объясняется тем, что грунтовые воды обычно содержат не только ион кальция, но и ионы железа, маг­ ния, марганца и др.

Гипергенез в восстановительных условиях. На некоторой глу­ бине от поверхности земли, особенно при застойном режиме грунтовых вод, грунтовые растворы обеднены кислородом. Обе­ днение кислородом до полного его исчезновения может иметь Смешанно-слойные минералы.

место в породах, содержащих органическое вещество и бакте­ рии (разложение органического вещества и бактериальная дея­ тельность потребляют кислород). В этих условиях выветривание происходит в восстановительной обстановке и образуются сле­ дующие минералы: самородные элементы (сера), вторичные сульфиды (пирит, марказит, галенит, сфалерит и др.), карбона­ ты (брейнерит, сидероплезит, пистомезит, сидерит), окислы (кварц, халцедон и др.), силикаты (каолинит, железистые хло­ риты и др.).

В результате выветривания в осадочных породах происходят различные изменения вплоть до полного их разрушения или рас­ творения. В зависимости от состава эти изменения проявляются по-разному: каменная соль, калийные соли, гипс, ангидрит — растворяются, карбонатные породы (известняки, доломиты) — частью растворяются, частью замещаются кремнеземом, гидро­ окислами железа, доломитизируются или дедоломитизируются.

В глинистых 'породах изменяется состав поглощенных катионов, частично изменяется минералогический состав, структуры и тек­ стуры. При наличии сульфидов обогащаются вторичными мине­ р а л а м и — сульфатами и гидроокислами. В зернистых породах (песчаники, алевролиты, конгломераты, брекчии и др.) изме­ няется состав цемента, иногда полностью теряется цемент, изме­ няются обломочные зерна. За счет разрушения обломочных зерен увеличивается количество цемента.

В породах, содержащих глауконит и железистые хлориты, происходит окисление закисного железа — обогащение окисла­ ми и гидроокислами. Ископаемые угли при выветривании разла­ гаются с образованием различных гуминовых соединений (кис­ лот), превращаются в порошок и обогащаются вторичными минералами — сульфатами и гидроокислами. Нефти окисляют­ ся, переходят в полутвердые и твердые битумы.

Глава третья СОСТАВНЫЕ ЧАСТИ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД Осадочные породы состоят из различных по со­ ставу и происхождению составных частей — компонентов:

1. Аллотигенные компоненты, принесенные из других обла­ стей— источников питания. Это, главным образом, обломочный или терригенный, материал, поступающий с суши (terra — зем­ л я ), частично продукты перемыва осадков дна бассейна.

2. Аутигенные компоненты, возникающие на месте в осадке или породе «in situ» на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород.

3. Органические остатки.

4. Вулканогенный материал.

5. Космогенный материал.

Аллотигенные компоненты. Ал лотиг е в ны е минера­ л ы. Аллотигенные минералы слагают основную массу обломоч­ ных и некоторых глинистых пород и входят в виде примеси в состав других пород.

В настоящее время в осадочных породах известно свыше аллотигенных минералов и большое количество обломков самых различных горных пород. Теоретически все известные минералы и горные породы нашей планеты могут встречаться в виде об­ ломков в осадках и осадочных породах. Практически в осадках и осадочных породах мы встречаем главным образом наиболее устойчивые минералы. Среди них на первом месте находится кварц, каолинит, гидрослюда, лимонит, затем полевые шпаты, слюды, обломки горных пород и далее все остальные минералы.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.