Процеси катагенеза, керовані переважно змінами температури і тиску
Серед цих процесів, що відносяться в більшості своїй до катагенез занурення (регіональний катагенез), в меншій мірі до локально проявленого катагенез в зонах тектонічної активізації, ми будемо розрізняти початковий (ранній) і глибинний (пізній) катагенез, межа між якими проходить приблизно в області пластових температур 100-140 ° С.
Глиниста речовина входить до складу самих глинистих порід, де воно складає основну їх масу, до складу цементу алеврітових, піщаних і гравелітових порід, до складу карбонатних і евапорітових порід, де в тих чи інших масштабах складає розсіяну домішка або організовано у вигляді прошарків і гнізд.
Розглянемо основні процеси перетворення і новоутворення глинистого речовини.
Ущільнення глинистого матеріалу
Ущільнення глинистого матеріалу починається ще в діагенезе, проте в основному цей процес протікає на стадії катагенеза.
Пористість тільки що відклалися глинистих опадів становить 70-90%. (Для порівняння - початкова пористість пісків 30-50%). Темп скорочення пористості ущільнюють глинистого мулу істотно залежить від глибини седиментационного водойми і швидкості накопичення опадів, що визначають дію взвешивающего ефекту стовпа води. На малюнку добре видно, що одна і та ж величина пористості (60%) досягається для опадів Цюріхського озера і Чорного моря вже на першому десятку метрів занурення, а для пелагической (глибоководної) глини центральній частині Тихого океану - на глибинах понад 200 м. Для умов неглибокого епіконтинентального моря первинна пористість глин падає вдвічі вже на глибинах в кілька сотень метрів (при тиску близько 5 МПа). Надалі темп скорочення обсягу порового простору сповільнюється, і, не дивлячись на те, що характер ущільнення кожної глинистої товщі має свої особливості, криві глибинного розподілу пористості глинистих комплексів різних басейнів дуже схожі (малюнок). У глибоких зонах осадового чохла пористість глинистих порід знижується до 3-8%.
Темп і ступінь ущільнення глинистих порід істотно залежить від їх складу. Наприклад, для межсолевих карбонатно-глинистих відкладень порівнювалася тіснота зв`язку між відкритою пористістю (цей вид пористості включає в себе обсяг пов`язаних між собою пор) і глибиною залягання (тобто фактично величиною навантаження) глинистих мергелів (50-75% глинистого матеріалу, інше - карбонатна речовина), мергелів (25-50%) і глинистих вапняків (lt; 25%). Коефіцієнт кореляції між відкритою пористістю і глибиною залягання виявився рівним: для глинистих мергелів -0,7, для мергелів - -0,5, для глинистих вапняків - -0,4. Ці дані показують, що для карбонатної речовини, на відміну від глинистого, існують механізми ущільнення, відмінні від тих, що характерні для глин (напевно, це хімічні процеси цементації порового простору).
Втім, процес ущільнення і глинистих відкладень не такий простий і не обмежується механічним (гравітаційним) стисненням під дією навантаження верхніх шарів. Лабораторні досліди показують, що просте, механічне, ущільнення порід в експериментальних умовах не здатна забезпечити таких низьких значень пористості, які, як правило, зустрічаються в глибоких зонах осадово-породних басейнів (таблиця). Просте, гравітаційне, ущільнення характерно для глин на етапі початкового катагенеза. Тут глинисті мінерали змінюються слабо. Потім, на етапі глибинного катагенеза починається активна перебудова глинистих мінералів, головним процесом якої є утворення гідрослюд, яка, будучи за своєю структурою слюдисто мінералом, має бульше здатністю до щільному укладанню в порівнянні з іншими глинистими мінералами. Це призводить до інтенсифікації ущільнення глинистих порід і перетворення глин (пластичних порід, добре розмокає у воді) спочатку в аргиллітоподібної глини (розмокають у воді протягом 10-12 годин), а потім в аргіліти (тендітні породи, неразмокаемую в воді). В ході цього процесу збільшується об`ємна щільність глинистих порід: так, межсолевие девонские глинисті породи Прип`ятського прогину на глибині близько 1200 м мають об`ємну щільність 2,28-2,31 г / см3, а на глибині 3200 м - 2,46-2,51 г / см3. В ході процесу аргіллітізаціі глини втрачають свої сорбційні властивості, що виражається в зниженні величини обмінної ємності. (Змісту поглинених катіонів) і зменшенні кількості мікроелементів.
Перетворення і освіту глинистих мінералів
Гідрослюда. Найбільш вивченим і широко поширеним процесом катагенетіческого перетворення глинистого матеріалу, який протікає не тільки в глинистих, а й в піщаних товщах порівняно глибоких осадово-породних басейнів і який має великі наслідки для всієї ldquo-катагенетіческой жізніrdquo- осадових комплексів, є гідрослюдізація монтмориллонита. Цим терміном позначається ціла серія односпрямованих перетворень глинистого речовини від монтмориллонита до гідрослюда, які можна представити в такий спосіб: монтморилоніт смешаннослойние гідрослюдистої-монтморилонітові фази зі все зростаючим вмістом гідрослюдистої пакетів смешаннослойние монтмориллонит-гідрослюдисті фази зі все зростаючим вмістом гідрослюдистої пакетів гідрослюда. Треба підкреслити, що перетворення можуть початися з будь-якого члена ряду і завершитися будь-яким його членом.
Узагальнення матеріалів по багатьом регіонам показало, що процес гідрослюдізаціі монтмориллонита в платформенном чохлі починає проявлятися на глибині в 1 км. Однак многофакторность гідрослюдізаціі монтмориллонита, що характеризується впливом на процес температури (головного чинника), тиску, геологічного часу, літологічного складу порід, можливості відведення продуктів реакції визначає різну глибинну і геотемпературную позицію зони активної гідрослюдізаціі в осадовому чохлі басейнів. На сьогоднішній день стала на стільки популярною як тури в Єгипет або Туреччину. Також дізнатися вартість туристичної візи до Китаю ви зможете на сайті artchina.suНаприклад, в розрізі мезозою Південного Мангишлака і Прикаспійської западини монтмориллонит зникає з глибини 1600 м, а смешаннослойние освіти - з глибини 2300-3300 м. В теоретичних відкладеннях Східного Передкавказзя інтенсивна гідрослюдізація починається з рівня 3700 м, в еоцені узбережжя Мексиканської затоки - 2250 м, в девоні Прип`ятського прогину - 3000-3200 м. в якості кордону початку гідрослюдізаціі монтмориллонита орієнтовно може бути прийнята температура 100-140 ° С.
Оскільки зі структурно-мінералогічної точки зору процесу перетворення монтморилоніту в гідрослюда во-многом полягає у впровадженні катіонів калію в структуру монтмориллонита, то важливим фактором гідрослюдізаціі, крім температури і тиску, є наявність калію в розчинах. Це дозволяє зрозуміти, чому в глинистому цементі пісковиків і гравелитов зміст новоствореної гідрослюд 1М зазвичай значно вище, ніж в аргиллитах. Це пов`язано з істотно більшою доступністю більш проникних піщано-гравійних порід для підземних розчинів, що містять калій, і з переходом калію в розчин при руйнуванні калієвих польових шпатів, яких набагато більше в пісковиках і гравеліти, ніж в глинистих породах. Наприклад, в пелітовими фракції з аргиллитов межсолевой девонской товщі Східно-Виступовічской площі Прип`ятського прогину аутигенних гідрослюда 1М з`являється починаючи з глибини 3000 м, де її зміст становить 3-5% - на глибинах 3200-3300 м її вміст досягає 20-30%. У пелітовими фракції з одновікових пісковиків і гравелитов цієї ж свердловини зміст гідрослюд 1М на глибині 3000 м - 30%, а на глибині 3300 м - 70%.
Наведена особливість розподілу кількості новоствореної гідрослюд свідчить про роль гідрогеохімічній обстановки в протіканні розглянутих нами зараз процесів. Тому ми і назвали їх процесами, керованими переважно змінами температури і тиску. Значення гидрогеохимических умов для перебігу регіонального катагенеза занурення буде продемонстровано також при розгляді інших глинистих мінералів.
Гідрослюда утворюється не тільки по монтморіллоніти і смешанноshy-слойshy-ним гідрослюдистої-монтморіллонітових мінералів. У підзоні глибинного катагенеза вона може розвиватися також по каолініту і практично з будь-якого вихідного глинистому матеріалу, що було встановлено, наприклад, на глибинах понад 3500м в карбонової товщі Дніпровсько-Донецького прогину. Гідрослюда може утворюватися також по біотиту і польовим шпатам.
В результаті гідрослюдізаціі монтмориллонита і іншого вихідного матеріалу утворюється тільки справжня гідрослюда, яка відноситься до політипія 1М і 1Мd (Останній менш досконалий і передує при перетвореннях першого), а й серія смешаннослойних гідрослюдистої-монтморіллонітових фаз з різною кількістю гідрослюдистої і монтморіллонітових пакетів. Важливо мати на увазі, що вся ця гамма глинистих мінералів нерідко називається гідрослюда. Тому треба знати, як розрізняти на практиці ці освіти. Хоча по подовжено-пластинчастої формі кристалів можна впізнати аутигенних (новостворену) гідрослюда в електронному мікроскопі (малюнок), більше інформації про глинистому мінералі від електронномікроськопічеського аналізу важко отримати. Вельми велике значення для вивчення глинистих мінералів має метод електронографії, однак цим методом, зазвичай володіють вузькі фахівці - ldquo-глінщікіrdquo-. Основним і найпоширенішим методом вивчення глинистих мінералів є рентгенівський аналіз, основи якого повинен знати кожен літологію. Базальним (головним) рефлексом (відображенням, піком) гідрослюдистої мінералів на рентгенівської дифрактограмі [позначається d(001)] Є рефлекс в області 10 . Відповідно до положення базального рефлексу серед гидрослюд виділяються: а) справжні гідрослюд з d(001) = 10,0-10,1 - б) гідратованих гідрослюд з d(001) = 10,1-10,2 - в) розбухають гідрослюд з d(001) = 10,2-10,4 - г) смешанноshy-шарові монтмориллонит-гідрослюдисті мінерали з вмістом монтморіллонітових шарів від 10 до 30% - d(001) = 10,4-11,0 .
Існує також метод оцінки кристалличности справжньою гідрослюд. За ступенем кристалічності гідрослюд судять про інтенсивність катагенеза. Ступінь кристалічності гідрослюд визначається по вираженою в міліметрах ширині піка 10 на половині його висоти- ніж вже пік, тим більш досконалий кристалічна структура (вище кристалличность) гідрослюд.
У зоні катагенеза, переважно на етапі глибинного катагенеза, протікає безліч інших реакцій, які полягають в перетворенні і освіті глинистих мінералів. Причому, спрямованість їх може бути різною в залежності від гідрогеохімічній обстановки в осадової товщі.
Хлорит. Другим досить поширеним новоствореним мінералом зони катагенеза, головним чином підзони глибинного катагенеза, є хлорит. У тих випадках, коли в середовищі минералообразования бракує калію для освіти гідрослюд, але є достатня кількість магнію, може йти процес хлорітізаціі монтмориллонита. Цей процес, наприклад, встановлений в верхньокрейдяних теригенних породах Камчатки і мезозойської товщі Прикаспійської западини. У теригенних відкладеннях еоцену узбережжя Мексиканської затоки встановлено перетворення каолинита в хлорит. Вельми поширеним катагенетіческім процесом є розвиток хлорита по біотиту, однак цей процес можливий лише в разі етапу (підзони) глибинного катагенеза. У верхніх частинах зони катагенеза биотит зазвичай перетворюється іншим шляхом. У деяких випадках хлорит може утворюватися також по польовим шпатам (в зоні хлоридних і гідрокарбонатних підземних вод з різким переважанням натрію-вугленосні відкладення юри Іркутського басейну). Встановлено, що з глибиною новостворені хлорити стають все менш залозистими і все більш магнезіальних.
Каолініт. Це дуже поширений мінерал в зоні катагенеза. А.В. Коshy-пеліовіч вважав, що інтенсивний розвиток каолинита (і діккіта - мінералу каолінітової групи з такою ж формулою, як у каолініту, але кришталево досконалішого) відбувається на етапі регресивного катагенеза, тобто ні до зануренні осадової товщі на глибину, а при її підйомі до поверхні. В освіті каолинита в даному випадку може грати роль не стільки зниження температури і тиску, скільки висновок товщі в зону слабомінералізованних інфільтраційних підземних вод. При цьому геохімічні умови регресивного катагенеза наближаються до умов вивітрювання (гипергенеза), для яких освіта каолинита є типовим процесом.
Катагенетіческій каолинит утворюється головним чином в пісковиках, де представлений переважно великими, віялоподібними, гармошковіднимі кристалами, що складають агрегати, які заміщають уламкові зерна плагіоклазу, листочки буттям, глинистий масу цементу порід. Іноді каолинит синтезується в поровом просторі пісковиків з розчинів, слабо перенасичених алюмінієм і кремнієм (малюнок).
Розглядаючи гідрослюда і хлорит, ми відзначили, що ці мінерали можуть утворюватися за каолініту в підзоні глибинного катагенеза. Однак при певних умовах каолинит буває досить стійкий в цій підзоні. Наприклад, Н.В. Логвиненко відзначив, що в карбонових відкладах Дніпровсько-Донецького прогину на досить великих глибинах зустрічаються чисто каолінітові аргіліти. В.Д. Шутов же встановив, що в умовах глибинного катагенеза каолинит може поступово перетворюватися в свою поліморфну модифікацію - Діккі. Однак це спостерігається тільки в кварцових пісковиках з мономінеральних каолінітової цементом.
Нижче, в одній з наступних лекцій, ми розглянемо ще один випадок освіти каолинита в катагенез, який відноситься до групи процесів, керованих змінами гідрогеологічної обстановки.
Каолініт - найбільш крупнодісперсной глинистий мінерал. Тому його досить добре спостерігати в шліфах в поляризаційному мікроскопі. В електронному мікроскопі аутігенний каолинит розпізнається по гексагональної і псевдогексагональние формі кристалів. При рентгенівському вивченні каолинита про ступінь його кристалічного досконалості і аутигенних характер (аллотігенний каолинит зазвичай кришталево недосконалий через появу дефектів при транспортуванні) судять за характером базального рефлексу 7,14 . Якщо потрібна строга оцінка кристалічного досконалості каолинита, розраховують коефіцієнт кристалличности за методикою Д. Хінклі, заснованої на обліку величини дозволу трьох основних рентгенівських відображень. До речі, варто зауважити, що в зв`язку з величиною кристалів мінералів каолінітової групи, для їх вивчення краще користуватися фракцією lt; 0,01 мм, але не фракцією lt; 0,001 мм, як для інших глинистих мінералів.
Підводячи підсумок розгляду перетворень глинистого матеріалу на стадії катагенеза, відзначимо головне. Незважаючи на те, що катагенетіческіе процеси за участю глинистих мінералів дуже різноманітні, незважаючи на те що в залежності від конкретних геохімічних умов осадової товщі можливі і протікають процеси різної спрямованості, головна і найбільш типова тенденція мінералогічних перетворень глин в зоні катагенеза, керована Термобарический фактором, полягає в тому, що з глибиною глиниста мінеральна асоціація набуває переважно хлорит-гідрослюдистої склад. Причому, в більшості басейнів істотно переважає гідрослюда. А головним вихідним матеріалом для її створення, особливо в глинистих товщах, є монтмориллонит і смешаннослойние гідрослюдистої-монтморилонітові мінерали.
