ПРЕДИСЛОВИЕ

С осадочными породами связаны главные полезные ископаемые нашего времени и, в первую очередь, нефть, газ и уголь. По преимуществу из этих пород человечество черпает одну из основ жизни - воду. Именно поэтому каждый шаг в изучении осадочных пород оборачивается громадной пользой. Наука об осадочных породах представляет один из фундаментальных разделов наук о Земле и других планетах. Особенно тесно она связана с геологией и геохимией горючих ископаемых. Изучение нефтематеринских и нефтегазосодержащих пород породило одну из ветвей знаний - литологию нефтегазоносных толщ.

Говоря о значительных успехах, достигнутых теоретической литологией, нельзя не сказать и о том, что к коренным изменениям представлений об осадочных породах привело изучение осадков в глубинах Мирового океана, особенно в процессе глубоководного бурения. Представления о формах седиментации, генетических типах отложений и образующихся осадочных телах в морях и океанах сильно обогатило и геологические знания о континентах.

В последние десятилетия нынешнего века в связи с бурным развитием научно-технического прогресса и возросшими возможностями человечества более ощутимыми и осознанными предстали перед нами все сложные и многообразные связи в природе. Это дало новый толчок развитию структурно-системного подхода в естествознании. Углубленно изучается вопрос об уровнях организации вещества. Для осадочных пород он тесно связан с эволюцией развития осадочных бассейнов. Чтобы решать вопросы процессов осадкообразования в истории Земли, необходимо более четкое представление о внутренних связях, присущих каждому уровню или системе и других свойствах, отличающих этот уровень или систему от других смежных или более крупных и общих систем. Все эти вопросы непросты и выходят за рамки учебных курсов и тем более за рамки учебного плана. Однако над многими их сторонами полезно задуматься и студенту, и специалисту, так как решая подчас практические задачи (об изменении свойств коллекторов, о причинах аномального повышенного или пониженного давления) мы невольно попадаем в сферу более общих проблем.

Настоящее учебное пособие составлено на основе лекций, которые были прочитаны на геологическом факультете МГУ им. М. В. Ломоносова, а также с учетом типовой программы для специальности ’Теология нефти и газа” по курсу "Литология и природные резервуары нефти и газа”, а также курса “Нефтегазоносные комплексы”. Книга отвечает этим курсам в особенности применительно к литологии нефтегазоносных толщ. Изучение этого направления в МГУ долгие годы возглавля-

лось ведущим литологом и нефтяником-геохимиком нашей страны чл.-кор. АН СССР Н. Б. Вассоевичем, многие идеи которого получили здесь отражение.

Хотя эта книга написана для будущих специалистов и геологов, которые готовятся заниматься и занимаются древними осадочными породами, в ней уделено достаточное место и обстановкам формирования современных осадков, ибо через настоящее мы расшифровываем прошлое. Книга состоит из трех разделов. Первый посвящен общим закономерностям литогенеза, здесь дается обзор основных стадий, подчеркнуты главные управляющие факторы. Второй раздел посвящен описанию основных групп пород, которые являются нефтегазоносными, при этом впервые уделено достаточное внимание так называемым нетрадиционным разностям нефтеносных пород, таких как кремнистые и вулканогенные. В последнем разделе рассматриваются основные физические свойства коллекторов и формирование этих свойств на основе процессов литогенеза.

ВВЕДЕНИЕ

Истоки науки об осадочных породах и связанных с ними полезных ископаемых являются очень древними. Нет смысла перечислять те сведения, которые накапливались с самых древних времен. Многие названия минералов, пород и целых толщ складывались постепенно в процессе их практического использования. Решающим шагом в петрографии явилось применение микроскопа особенно для изучения тонких плоскопараллельных срезов-шлифов. При накоплении определенного объема знаний собственно литология отделилась в начале XX в. от общей петрографии как науки о горных породах вообще. Литология включила петрографию осадочных пород в качестве составной части, касающейся изучения состава, структуры и свойств конкретных пород. Предметом литологии являются осадочные горные породы, в которых запечатлена история их формирования и которые образуют стратисферу - осадочную оболочку Земли. Эта оболочка имеет тесную связь с другими геосферами, особенно с гидросферой, которая практически ее полностью включает, и биосферой, которая оказывает на осадочные породы сильное влияние. В последние десятилетия существенно влияет на стратисферу ноосфера - сфера разума по В. И. Вернадскому, или постоянно расширяющаяся область человеческой деятельности.

Говоря о стратисфере, мы имеем в виду одно общее качество ее структуры, она стратифицирована, поделена на пласты, слои той или иной размерности. Не все породы стратисферы являются осадочными в буквальном смысле слова, т. е. не все образовались путем осаждения вещества. В эту оболочку входят многие важные породы, которые возникли иначе; массы их могли расти без привноса извне, как у рифогенных известняков, в процессе преобразования первичных пород или образовываться на месте без осаждения. К этой последней категории относятся главным образом различные современные и древние коры выветривания и погребенные почвы. Таким образом, название "осадочные породы” условное, и это надо иметь в виду; по прямому смыслу этого термина к ним относятся только так называемые седи- ментиты.

Стратификация, или слоистость, является общим универсальным свойством всех рассматриваемых здесь пород, так как она возникает не только вследствие осаждения, но и по другим причинам (неравномерный рост организмов в коралловых рифах, чередование более или менее измененных зон в корах выветривания и т. п.).

Исследованию осадочных пород посвятили свои труды многие ученые, литература по этому разделу огромная. В числе первых исследователей М. В. Ломоносов объяснил происхождение осадочных

пород, в том числе нефти и угля. Последовательные серии осадочных пород’на юге Германии под названием ’’формации” были впервые описаны А. Г. Вернером. Первые общие закономерности распространения и чередования пород были установлены в трудах Н. А. Головкин- ского и И. Вальтера. Научная постановка главнейших проблем литологии была сделана в работах А. Д. Архангельского, А. П. Карпинского, Н. И. Андрусова. Крупнейший ученый XX в. В. И. Вернадский обратил внимание на исключительную роль организмов в процессах формирования осадочных пород. Огромное значение для литологии имели труды советских ученых М. С. Швецова, Л. В. Пустовалова, Н. М. Страхова, Н. Б. Вассоевича, Л. Б. Рухина, Г. И. Теодоровича, А. Г. Коссов- ской, И. В. Хворовой, П. П. Тимофеева, А. П. Лисицына и многих других. За рубежом плодотворно работали У. Твенхофел, В. Крумбейн, Ф. Петтиджон, Р. Шрок, Ф. Шепард, Ф. Кюнен, Р. Чиллингар, Г. Сю и др.

Бурное развитие промышленности и сельского хозяйства предъявляет все большие требования к изучению осадочной оболочки. Отсюда ясна необходимость как можно более четкого представления о всей стратисфере в целом. Осадочные породы на Земле распределены неравномерно. Они покрывают не всю поверхность, оставляя свободными те участки, где происходит интенсивный смыв или снос образовавшихся продуктов разрушения и выветривания первичных магматических глубинных или вулканических пород. Еще большая неравномерность отмечается в вертикальном направлении. Во многих местах присутствует только тонкая пленка осадка или коры выветривания толщиной в метры, а то и в сантиметры. В других районах имеется толща осадочных пород, мощность которых по геофизическим данным превышает 20 км. В некоторых горно-складчатых областях мы можем насчитать суммарную мощность осадочных пород, превышающую 30 км. Правда, в последнем случае не ясно, все ли части этой толщи первоначально залегали последовательно друг над другом. В целом в геосинклинальных областях количество осадочных пород больше, чем на платформах. А. Б. Роновым и А. А. Ярошевским общий объем осадочных пород на Земле оценивается свыше 1200 млн. км3, из которого около 60% приходится на континентальные блоки.

А. Б. Ронов отмечает большие неравномерности в распределении осадочных пород при сравнении северного и южного полушарий, а также весьма неравномерную скорость осадконакопления во времени.

Условия в разных частях стратисферы весьма различны. Только на поверхности Земли температура колеблется от +80 до -87*С. Давление на дне морей и океанов достигает нескольких сот мегапаскалей. В недрах глубоких прогибов с мощными толщами осадочных пород на глубине 12,5 км условия не известны, предположительно давление на глубине 20 км и более может достигать 800 МПа, температура - около 1000*С.

Формирование осадочных пород в значительной мере связано с энергией Солнца и гравитационными силами. Но это не единственный фактор. Глубинная земная энергия (тепловая, вследствие превращения элементов) тоже принимает участие в процессах образования осадочных пород. Кроме того, некоторую роль играет космос (поступление материала и энергии из него, в результате притяжения планет и некоторых других явлений.)

Задача литологии связана со все более углубленным изучением вещества пород, раскрытием их свойств в целях практического использования. При исследовании условий образования породы определенного состава, следует выяснять, из каких источников поступил материал, какова была обстановка осадконакопления. Условия накопления осадков и преобразования осадочных пород нужно рассматривать в тесной связи с органическим веществом. Возможно более обоснованное выделение осадочных формаций и детальное выяснение фациальных обстановок являются залогом успеха в поиске полезных ископаемых.

Раздел I. ПРОЦЕССЫ И СТАДИИ ОБРАЗОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОГОД

Глава 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ ОСАДОЧНЫХ ПОРОДАХ

Осадочные породы покрывают более 3/4 площади материков, они широко развиты на дне океанов, морей и других водоемов, общий их объем по некоторым подсчетам превышает 1,2 млрд. км3. Образование осадочных пород происходит в результате переотложения продуктов выветривания механическим или химическим путем, большой вклад в их формирование вносят живые организмы, определенное количество материала поступает за счет вулканической деятельности. Осадочные породы существуют в термодинамических условиях верхней части земной коры в определенных границах устойчивости. Верхняя граница устойчивости у поверхности земли определяется зоной выветривания. Переход к метаморфизму в глубинах земной коры определяет нижнюю границу устойчивости. Осадочные породы состоят из минерального вещества, к которому в большинстве разностей добавлено органическое. Посвященные изучению этих важных природных объектов науки литология и петрография осадочных пород обособились от общей петрографии под воздействием насущной необходимости решения общегеологических вопросов и в связи с новым углубленным этапом изучения полезных ископаемых, прежде всего нефти и газа. Если петрография осадочных пород больше рассматривает вопросы состава и строения пород, то литология посвящена общим проблемам и закономерностям их формирования, преобразования и разрушения, она служит решению общегеологических проблем.

Весь круговорот вещества в осадочной оболочке (в том числе связи с более глубинными оболочками) объединяется понятием литогенез. Учение о литогенезе в наиболее полном виде было разработано Н. М. Страховым (1963 г.). Кроме выветривания (гипергенеза), которое Н. М. Страхов рассматривал как мобилизацию вещества, он выделил перенос (мотогенез), осаждение (седиментогенез), диагенез и катагенез. Не все стадии, выделяемые в литогенезе, являются обязательными. Как уже упоминалось, вещество некоторых пород не испытало переноса и(или) седиментации, для других пород развитие завершилось только диагенезом. Иногда процессы разных стадий тесно переплетаются между собой как, например, на морском дне, где подводное выветривание может быть связано с диагенезом. Ряд ученых рассматривает диагенез и катагенез как собственно литогенез в отличие от вышеупомянутого понимания этого термина в более широком плане. Даже рассматривая отдельно два крупных этапа 8

жизни вещества осадочных пород (седиментогенез и литогенез - как бытие собственно осадочных пород), мы имеем в виду, что в природе существует единый ряд рождения, жизни и разрушения этих образований.

При разработке теории литогенеза, Н. М. Страхов учитывал два главных фактора, действующих на Земле, - внутренние тектонические силы и природную зональность на ее поверхности, проявляющуюся в климате. В соответствии с этим он выделил три типа литогенеза по климатическим зонам: гумидный (влажный), нивальный (полярный) и аридный (засушливых областей). Четвертый, выделенный им тип - эффузивно-осадочный является трансзональным, он накладывается на все зоны и обусловливается скорее глубинными тектоническими, преимущественно вулканическими процессами. Гумидный процесс по широте своего развития сейчас наиболее широко развит. Так было и во многие прошедшие геологические эпохи, и поэтому изучению его мы уделяем большое внимание. При этом типе литогенеза в наибольшей мере развиты многие процессы выветривания, переноса и диагенеза. При нивальном типе многие стороны, особенно связанные с химическим изменением, подавлены, явления физического, механического порядка преобладают. Аридные зоны с их недостатком влаги также не способствуют развитию глубоких химических преобразований, однако, высокие температуры и испарение приводят к формированию соленосных толщ и в них химизм проявляется в полной мере.

Углубленное изучение океана сильно расширило наши представления о процессах осадкообразования. Применив тот же диалектический подход, что и Н. М. Страхов, А. П. Лисицын сформулировал свои представления о климатической зональности осадков в океане. Выделив на основе последних своих исследований в целом океанский тип литогенеза (в сугубо окислительной обстановке) в центральных частях океанов, Н. М. Страхов не склонен был расчленять его в пределах дна акваторий по климатической зональности. Действительно, здесь нет таких признаков как наличие соленосных толщ для аридного литогенеза или угленосных толщ для гумидного. Но в океаническом литогенезе также есть разновидности, что и подчеркнул А. П. Лисицын. В частности, он положил в основу разделения осадков различия групп тех организмов планктона, остатки которых зачастую образуют основную массу осадков. Этот признак в совокупности с другими критериями (ледовый разнос, критическая глубина карбона- тообразования и др.) создает надежную основу для выделения типов седиментогенеза в океанах.

' Осадки и осадочные породы состоят из продуктов различного Происхождения, среди которых обычно выделяют обломочную, хемо- генную, биогенную и вулканогенную составные части. Это условное Деление. В действительности в природе границы очень подвижны и

условны, и мы сплошь и рядом встречаем обломочные частицы химически преобразованные или состоящие из первично биогенных скелетных остатков. Большая группа пород имеет смешанное биохемогенное происхождение, где сказалась роль как самих живых организмов и продуктов их жизнедеятельности, гак и химических процессов. В биогенной части осадков и осадочных пород важнейшим составляющим звеном является органическое вещество (живые организмы и отмершие остатки), которое своим присутствием определяет ход многих процессов осаждения, диагенеза и катагенеза, а также является исходным материалом для образования всей широкой гаммы каустобиолитов, в том числе нефти, связанного с ней газа, угля и горючих сланцев.

Откуда же берется материал для осадочных пород, каков его баланс на Земле? Ответ на вопрос еще не до конца ясен. Источником этого материала являются прежде всего продукты разрушения первичных материнских пород, их обломки. Сносимый в Мировой океан материал, образовавшийся за счет денудации суши, называется терригенным. По данным А. П. Лисицына, за год в Мировой океан поступает 22,6 млрд, т терригенного материала. Обломочный материал, который образуется за счет разрушения возвышенностей на дне морей и океанов и там же отлагается, носит название эдафогенного. Количество эдафогенного материала мы в настоящее время не можем определить достоверно, так же как и количество материала, поступающего из эндогенных источников - глубин Земли. Подсчитано, что в результате деятельности вулканов на суше каждый год на поверхность поступает примерно 200-250 км3 различного твердого и жидкого материала. Объем газов оценить трудно. Еще труднее учесть тот вулканический материал, который поступает в бассейн при подводных извержениях, а также количество сульфидов солей и других соединений, выделяющихся из подводных гидротерм.

Совершенно слабо изученным и трудно пока определимым является количество того глубинного вещества, которое поступает на дно океанов в зонах спрединга в рифтовых зонах срединноокеанических хребтов. Известно, что система рифтов имеет в настоящее время длину 70 тыс. км. Раздвижение в разных частях этой глобальной системы различное. В северной половине Атлантики оно составляет 3 см в год, в Красноморском рифте -1,6 см, в Калифорнийском заливе -5,4 см, максимальная величина 18 см предполагаемой в южной части Тихого океана. При этом раздвигании на поверхности дна появляются и вступают в контакт с водой все новые и новые порции базальтов, и масса их должна быть огромна. За счет их разрушения, растрескивания, химического разложения и выщелачивания в процесс осадкообразования вовлекается такое количество вещества, которое пока даже ориентировочно определить трудно. Некоторая часть осадков образу-

ется путем химического осаждения. В геологическом прошлом хемо- генных образований возможно было больше, чем сейчас. Значительный объем материала образуется в процессе жизнедеятельности организмов. Остатки скелетов, раковины создают во многих местах мощные толщи. Космического материала, по разным оценкам, на поверхность Земли в год поступает от 7- 8 тыс. до 0,5 млн. т. Количество материала, поступающего в бассейн осадконакопления в настоящее время, и объемы имеющихся осадочных пород с учетом современных объемов, поступающих в год, не вполне сбалансированы. Это связано в первую очередь с крупномасштабными тектоническими движениями, которые переместили, перекрыли большие массы пород, и мы не можем их наблюдать в полном объеме.

Осадкообразование на поверхности Земли неравномерно. Выделяются области повышенных и пониженных темпов накопления осадков. Можно выделить главнейшие области осадкообразования. Поступление терригенного материала с континентов служит основой для образования поясов седиментации вокруг них, создается так называемая циркумконтинентальная зональность. А. П. Лисицын выделяет три главных пояса максимального накопления осадочного материала.

Первый пояс связан с рубежом река-море. Интенсивная седиментация приводит к образованию гигантских осадочных линз. Основная масса осадков отлагается в дельтах рек и иногда в далеко выдвинутых в море или океан их подводных частях - авандельтах. Особенно выделяются размерами тела, образованные выносами рек Ганг, Брахмапутра, Янцзы, Хуанхэ и Миссисипи. Протяженность осадочной линзы, созданной реками-чемпионами Ганг и Брахмапутра, превышает 2000 км, а толщина достигает почти 16 км. Известно, какую существенную роль играют выносы Миссисипи для отложений Мексиканского залива. Почти вся осадочная толща под дном Желтого моря сложена материалом, принесенным реками с континента. И в том, и в другом случае эти толщи представляют крупные нефтегазоносные бассейны. Для формирования нефтегазосодержащих отложений существенную роль играли дельтовые образования Волги, Тигра и Евфрата, Нила и других крупнейших рек мира.

Второй глобальный пояс максимумом осажденного вещества тяготеет к континентальным склонам и их подножиям. Здесь одной из основных аккумулятивных форм являются глубоководные конусы выноса, имеющие как и дельты, весьма сложное строение. По-видимо- му, отложения континентальных склонов и подножий в будущем будут служить важными объектами при нефтепоисках. Областями накопления больших масс осадочного материала вдоль границ континентов являются окраинные моря.

Третий пояс седиментации, менее четко выраженный, связывается с более глубоководными зонами океанов - желобами и котловинами.

В приконтинентальных областях, по А. П. Лисицыну, накапливается до 93% всего терригенного материала. Динамико-седиментационные условия в зонах максимального накопления осадков предопределили существование глубоких компенсированных прогибов, которые мы называем осадочными (или осадочно-породными) бассейнами. Эти бассейны являются родиной горючих ископаемых. В приконтинентальных областях наряду с терригенным происходит и биогенное образование мощных карбонатных и кремнистых толщ.

Приконтинентальным областям противопоставляются пелагические области, где влияние континентальных источников минимально. Пелагическими мы называем области океанского седиментогенеза, здесь в большинстве случаев очень низкие скорости осадконакопления, частицы очень мелкие по размеру. Органическое вещество для преобразования материала здесь сколь-нибудь существенной роли не играет. Для осадков пелагических зон большое значение имеет биоседиментация и биодифференциация вещества, связанная с работой биофильтраторов в толще воды. В результате действия всех механизмов происходит распределение в разрезах основных типов осадочных пород, которых не так уже много. Больше всего развиты глины. Они слагают около половины объема всей стратисферы, и в виде примесей глинистое вещество присутствует во многих других районах. Обломочных, в основном песчаных и алевролитовых пород меньше, - до 17%, карбонатных - 15-20%.

Движущие силы литогенеза разнообразны по своей природе и проявлениям. Влияние внутреннего источника энергии земного шара проявляется в действии силы тяжести и тектонических движениях земной коры. В меньшей степени на осадочные породы воздействует внутреннее тепло Земли.

Второй источник энергии - внешний, это тепловое излучение Солнца. Производной теплового излучения Солнца является энергия живого вещества, играющая огромную роль в образовании осадочных пород. Осадкообразующее значение имеют также силы тяготения, исходящие от Луны и проявляющиеся в приливах и отливах, которые расширяют зону активного воздействия моря на сушу, вызывают появление течений.

Контрольные вопросы

В чем состоя* задачи литологии, ее положение среди других наук геологического цикла?

Как определить понятие литогенеза? Назовите движущие силы и факторы этих процессов?

Каковы источники вещества осадочных пород?

Где располагаются главнейшие области осадкообразования?

Глава 2. ВЫВЕТТИВАНИЕ (ГИПЕРГЕНЕЗ) ГОРНЫХ ПОРОД

\ Гипергенез - это совокупность процессов разрушения пород на поверхности Земли и на дне водоемов. В стадию гипергенеза происходит прдготовка (мобилизация) вещества к его дальнейшему превращению. выветривание приспосабливает глубинные породы к поверхностным условиям, при этом изменяются физические свойства пород, их минералогический состав. Основным первоначальным источником многих осадочных пород являются глубинные породы гранитно-метаморфического и гранулито-базитового слоев. Это подтверждает также химический состав трех групп пород, он обладает определенной общностью. Имеются и различия в количественных соотношениях.

А. Б. Ронов отмечает, что важнейшие особенности осадочных пород прежде всего проявляются в повышенном содержании в осадочной оболочке воды, углекислоты, органического углерода, а также таких "избыточных летучих” компонентов как сера и хлор (табл. 1). Последнее свойство рассматривается всеми геохимиками как указание на их непосредственное выделение из глубинных зон Земли. Другая важная особенность осадочных пород - высокое по сравнению с магматическими и метаморфическими породами содержание кальция. Характерен

Таблица 1. Средни* химический состав частей литосферы, %, по А. А. Ярошевскому (1985 г.)

Компонент

Гранитно-метаморфический слой

Гранулито-базито- вый слой

Осадочные породы

SiO2

'63,08

49,56

47,77

ai2o3

15,38

17,63

12,03

Ге20з

2,24

—

2,52

FeO

3,6

11,28

2,79

MgO

2,96

6,41

3,3

СаО

3,79

8,74

13,09

тю2

0,54

1,88

0,68

MnO

0,095

0,183

0,098

Na2O

2,71

3,32

1,55

K2O

2,89

0,63

2,0

?2O5

0,16

0,355

0,144

H2O

1,46

—

2,87

со2

0,81

—

9,57

so3

0,1

—

0,584

:Simp

0,064

—

0,184

!^орг

0,05

—

0,5

а

0,021

—

0,31

!F

0,052

—

0,044

для осадочных пород сдвиг в пользу калия отношения натрия к калию. Отчасти это объясняется их разной ролью при минералообра/о- вании, калий входит в состав самых распространенных глинистых минералов. Натрий же освобождаясь и переходя в растворы, пополняет соленость вод Мирового океана. Однако баланс не полностью выдержан, имеющееся соотношение натрия к калию в стратисфере не компенсируется избытком натрия в океане, что приводит к дефициту натрия в этих двух оболочках. По понятным причинам осадбчным породам свойственна повышенная величина отношения содержания окисного железа к закисному. Заметно понижается в осадочных породах содержание кремнезема и алюминия. Наблюдаются различия и в минеральном составе. Многие минералы, образовавшиеся в глубинных зонах земной коры, неустойчивы на поверхности (оливин, авгит, анортит, ферромагнезиальные), и поэтому их мало в осадочных породах. Другие минералы (глинистые, карбонаты, соли) являются осадочными образованиями. Кварц, некоторые слюды, плагиоклазы достаточно распространены на глубине и на поверхности.

Типичные океанические осадки по сравнению с осадочными породами континентов тоже имеют свои особенности. Это проявляется в составе глинистых минералов, в более высоком содержании карбонатных составляющих, в пониженном содержании терригенных компонентов А120з и TiOj. Отношение оксидов натрия к калию здесь сдвинуто в пользу натрия.

На стадии гипергенеза происходит разрушение и изменение минералов пород, подвергающихся воздействию поверхностных агентов, формирование исходного материала для будущих осадков, а также могут возникать породы той группы, которую мы называем осадочными. При рассмотрении общей совокупности стадий литогенеза в широком понимании гипергенез представляется как начальное звено последующего прогрессивного развития. Однако при остановке на какой-то из стадий и переходе к регрессивному направлению процессов гипергенез может проявляться и в виде завершающей стадии.

Выветривание подразделяется на поверхностное и глубинное, ниже уровня грунтовых вод. Полно проявляющийся гипергенез в аэробных условиях называется идиогипергенезом, затрудненное выветривание в анаэробных условиях называется криптогипергенезом. В частности, к гипергенезу можно отнести некоторые виды выветривания в глубинных зонах, где снижено влияние свободного кислорода, нет фактически зависимости от климата. Подводное выветривание носит название гальмиролиз.

Основные факторы выветривания по характеру основного воздействия на породы разделяются на физико-механические, химические и биологические. К физико-механическим факторам относятся сила тяжести, колебания температур, ударные и сдвиговые воздействия

воды, ветра и т. д.; к химическим - растворяющее действие воды, влияние кислорода, углекислоты и других газов атмосферы, воздействие различных кислот, к биологическим - комплексное воздействие организмов, как механическое (илоеды, корни растений), так и химическое.

Характерными процессами выветривания являются механические разрушения и образование в разной степени дисперсных частиц, растворение, окисление, гидратация, гидролиз и химическое разложение. Йа поверхности земли выветривание зависит от климата и тектонического режима местности. Повышенная температура и большое количество влаги (влажные тропики) ускоряют и усиливают выветривание, особенно химическое. Наиболее полно породы перерабатываются процессами гипергенеза при спокойном тектоническом режиме в условиях медленного постепенного воздымания (многие районы Центральной Африки). В тектонически активных областях усиленный снос материала не позволяет развиваться выветриванию до конца. При быстром накоплении отложений процессы выветривания также не могут сколь-нибудь полно развиваться.

Главным итогом физического выветривания, которому способствуют снятие давления при воздымании, колебания температуры, коррозия и дефляция, эрозия, абразия и экзарация, является дезинтеграция или дезагрегация воды. Когда порода распадается на отдельные компоненты, образуется дресва или песок. Продукты минеральной дезинтеграции часто представляют главную составную часть осадочных образований. Некоторым эффузивным и тонкозернистым породам свойственна глыбовая дезинтеграция. Главными процессами химического выветривания являются окисление, растворение, выщелачивание и гидратация.

В наиболее развитом профиле коры выветривания выделяются отдельные горизонты. Наиболее слабо измененный горизонт залегает на поверхности коренных пород и состоит из дезинтегрированных обломков (щебень и пр.). При слабо развитом химическом выветривании (например, в полярных областях) преобразование может этим и ограничиться. Залегающий выше следующий горизонт назван В. В. Добровольским гидрослюдисто-гидрохлоритовым. В горизонте сохраняется лишь внешний вид структуры горной породы в обломках. Большая часть первичных минералов полностью замещена агрегатами новообразованных (в основном чешуйки новообразованных глин).

Еще более глубокое преобразование связано с выносом веществ. Прежде всего выносятся все легко растворимые соли: хлориды, сульфаты, карбонаты. Одновременно начинается гидролиз силикатов и алюмосиликатов и вымывание из них щелочных и щелочно-земельных элементов. Железо достигает высшей степени окисления,образуются сгустки его оксидов и гидроксидов в виде лийз и пропластков лимо-

нита. Оксиды алюминия, как наиболее трудноподвижные, также / постепенно относительно обогащают этот горизонт, который В. В. Добу ровольский называет горизонтом глиноземистых и железистых глин! Когда выветривание в составе элювиального плаща происходит/в присутствии повышенного количества органических остатков растительности, оно еще более усиливается вследствие воздействия гуминовых и других кислот. В самом верхнем горизонте наиболее развитой коры выветривания остаются конечные продукты - гидрокйиды железа, марганца и алюминия, которые с оставшимися зернами кварца заключены в глинистой массе. Наиболее полное и глубокое выветривание в гумидном климате низких широт приводит к формированию латеритов-красноокрашенной коры выветривания. Горизонты скоплений оксидов железа образуют в латеритном горизонте так называемые кирасы.

Растворимость различных минералов при выветривании сильно различается в зависимости от разных причин. Так, например, присутствие сульфатов в водах повышает растворимость доломита. Серная кислота, которая получается при окислении сульфидов, способствует выносу в растворенном состоянии образующихся сульфатов ряда металлов. С участием органических кислот при разложении силикатов образуются органоминеральные соединения (гуматы) железа, марганца, алюминия, которые сравнительно хорошо растворимы. Углекислый газ, растворенный в воде, повышает ее агрессивность по отношению к карбонатам.

Различные минералы в зоне выветривания ведут себя неодинаково, они характеризуются разной устойчивостью как в химическом, так и в физическом отношении. Из полевых шпатов наименее устойчивы при выветривании основные плагиоклазы, они редко встречаются в осадках. Значительно более устойчивы кислые плагиоклазы и калиевые полевые шпаты. Орто- и метасиликаты, которые составляют меньшую часть объема кристаллических пород и присутствуют в виде цветных минералов,также мало устойчивы. Особенно быстро разрушаются оливины и пироксены.

Основные и ультраосновные породы очень быстро выветриваются, места их выходов обычно отмечаются бурыми пятнами скоплений оксидов железа. В связи с сильным разрушением эти элементы образуют очень малый процент акцессориев в обломочных породах. Повышенное содержание отмечается лишь в шлейфах обломочного материала в непосредственной близости от источников. Устойчивость слюд довольно слабая. При выветривании происходит замещение катионов молекулами воды, образуются гидрослюды. Биотит менее устойчив, чем мусковит. Карбонатные породы относительно легко растворяются в водах, особенно содержащих СО2. Фосфатные минералы и глауконит очень быстро разрушаются в результате окисления и растворения.

Большинство сульфидов легко разлагается, относительно устойчивыми являются пирит и галенит. Органическое вещество окисляется, ^сгорает” при выветривании. Его также разлагают микроорганизмы. Ёрлее устойчивы сильно измененные нафтиды и углистое вещество. Из растительных тканей наиболее устойчивы смолы, вещества оболочки спор, кутикулы (спорополленины, кутины и др.).

р. В. Логвиненко приводит следующий ряд устойчивости основных 'породообразующих минералов.

Весьма устойчивые: кварц, гидроксиды железа; устойчивые: мусковит, ортоклаз, микроклин, кислые плагиоклазы; неустойчивые: средние плагиоклазы, пироксены, амфиболы, кальцит, доломит, глауконит; очень неустойчивые: основные плагиоклазы, биотит, гипс, ангидрит, сидерит, галит.

Как видно из изложенного, в ходе химического выветривания горных пород можно выделить несколько стадий, в том числе по скорости выноса отдельных компонентов или их подвижности. Наиболее подвижные, по Б. В. Полынову, хлор и сульфат-ион, подвижные - натрий, магний, кальций и калий, мало подвижна кремнекислота, наименее подвижны - оксиды железа и алюминия. В разных условиях последовательность может меняться. Например, в восстановительной среде железо и марганец в виде оксида (!!!) (закиси) очень подвижны. При выветривании породы обедняются более подвижными компонентами и относительно обогащаются малоподвижными.

Ряды подвижности элементов контролируют последовательность выветривания породообразующих минералов. Это было отмечено еще в 1938 г. С. Гольдичем, который показал, что среди темноцветных минералов последовательность выветривания следующая: оливин- пироксены - амфиболы - биотит. В ряду плагиоклазов разрушаются раньше других кальциевые разности, затем кальциево-натриевые, натриево-кальциевые, натриевые и калиевые. После названных выше компонентов начинается выветривание мусковита и, наконец, кварца.

Эта последовательность по существу представляет обратный порядок последовательности кристаллизации минералов в изверженных породах.

Параллельно с окислением идут процессы гидратации - обогащения минералов водой. Вода обычно в какой-то степени диссоциирована на ионы водорода и гидроксила. Обычно степень диссоциации невелика и не отражается на величине pH. Но в некоторых случаях pH у воды заметно меньше 7, и это способствует ее большей активности. Гидратация приводит к увеличению объема вещества. При гидратации могут образовываться вещества с иной растворимостью, чем прежде, и это важно для их подвижности. Таким образом, в результате химического выветривания растворимые вещества отделяются от нерастворимых остаточных продуктов. Отделение одних веществ от других зна-

менует первый этап дифференциации. К растворимым относятся соединения таких элементов как щелочные металлы (в основном К и Na),/ Mg, Са, Sr. Растворы выносятся и попадают в море, где впоследствии осаждаются и входят в состав известняков, доломитов, эвапоритов. На месте остаются кварц, трудноперемещаемые оксиды, какое-то количество полевых шпатов или продуктов их разложения и слюд. /

Важной стороной химического выветривания является образование глинистых минералов. Глинистые минералы относятся к сложным водным алюмосиликатам. При разложении полевых шпатов и других минералов и формировании на их основе глинистых минералов основные ячейки, слагающие их решетку, - тетраэдры и октаэдры захватывают освобождающиеся кальций, калий, магний, железо. При выветривании темноцветных минералов (пироксены, амфиболы, оливины) образуются хлоритовые глины, богатые соответственно магнием и железом. Разложение полевых шпатов приводит к образованию широкого спектра глин, особенно гидрослюдистых и каолинитовых. В разных условиях образуются глины разного состава. Каолинит, например, формируется в кислой среде за счет пород гранитно-гнейсового ряда. В этом процессе участвуют углекислота и вода.

KgA^SigOig + СО2 + 2HjO ■* К2СО3 + AI2O3 ■ 28Юз ’ 2Н2О + 4SiO2 ортоклазкаолинит

Образовавшиеся продукты частично в виде коллоидов выносятся, а оставшиеся' на месте образуют остаточные глины. При размыве, переносе и отложении вещества формируются осадочные глины. В условиях слабощелочной среды в семиаридном климате возникают монтмориллониты, на основных породах - их разности с повышенным содержанием железа. В условиях морской среды монтмориллонит образуется за счет пирокластики (обломков вулканического стекла), а глауконит - при подводном выветривании (гальмиролизе) биотита.

Максимальной степени химическое выветривание достигает в жарком влажном климате. В условиях стабильного тектонического режима за миллионы лет выветривание доходит до конца. Здесь завершаются гидролиз и процессы химического разложения силикатов. В частности, каолинит разлагается с образованием свободных оксидов алюминия и кремния:

А12О3 • 2SiO2'2Н2О + Н2О -А120з * пН2О + 25102 • 2Н2О каолинитгидроксиды кремне-

алюминия кислота

Свободные оксиды, гидроксиды железа, других металлов образуют красно-бурые охры. Среди неразложенных продуктов выветривания преобладает кварц. Освобождающаяся кремнекислота выделяется в

Рис. 1. Латеритный профиль коры выветривания под тропическим лесом (У и сокращенный эрозией (П) в Судане.

1 — гумусовый горизонт; почва: 2 — коричневая с гравием, з - красная с конкрециями; 4 — кираса; глина: 5 — пятнистая, 6 - белая; 7 - глыбовый элювий; g - материнская порода

виде опала и халцедона. Верхние части горизонтов охр, скрепленные оксидами железа и выделениями кремнезема, образуют панцири (кирасы). Латеритная кора выветривания является исходным веществом для образования бокситов (рис. 1).

В итоге можно сказать, что первоначально кора выветривания сложена главным образом продуктами физического выветривания, из которых легче всего выносится хлор и сульфаты. На следующей стадии кора теряет значительную часть щелочных и щелочно-земельных элементов - Са, Na, К, Mg и относительно обогащается кремнеземом. Для этой стадии характерно образование каолинита. На следующей, крайней стадии в коре относительно повышается содержание гидроксидов железа и алюминия (латеритный, или аллитный, тип выветривания). Химическое выветривание приведет в итоге к накоплению их оксидов. Все растворившиеся вещества будут перенесены и в дальнейшем выпадут довольно далеко от места разрушения в результате химических и биохимических процессов.

Характер химического выветривания не оставался постоянным по мере развития Земли. Изменились со временем главные агенты выветривания. Ученые предполагают, что в первоначальной атмосфере Земли было больше углекислоты, сернистых газов, затем постепенно увеличивалось количество кислорода. С развитием жизни и выходом ее на сушу усилилось биохимическое выветривание.

Коры выветривания представляют очень важный объект для поисков полезных ископаемых. С ними связана повышенная концентрация многих руд. Что касается нефти и газа, то отмеченная выше вертикальная зональность служит основой для формирования коллек/ торов и покрышек. Выделенные зоны или горизонты коры неравноценны по составу и физическим свойствам. В дезинтегрированной шш частично выщелоченной породе могут сформироваться участки' с удовлетворительными коллекторскими свойствами. Другие участки, сложенные глубоко преобразованным остаточным глинистым материалом, могут приобрести хорошие экранирующие свойства, превратиться во флюидоупоры. Поиски и картирование перерывов в осадконакоплении, древних кор выветривания под ними представляют важную геологическую задачу.

Контрольные вопросы

Какие факторы гипергенеза и каковы зоны их проявления?

Какие основные процессы происходят при выветривании?

В чем заключаются различия состава магматических и осадочных пород?

Чем отличаются характеристики кор выветривания в разных климатических зонах?

В каких условиях выветривание происходит наиболее полно?

Глава 3. ПРОЦЕССЫ МОБИЛИЗАЦИИ И ПЕРЕНОСА

ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА

Значительное количество материала, мобилизуемого в областях питания (источники сноса), переносится несколькими геологическими агентами. "Судьбу” осадочного материала определяет географическая широта, тектоника и климат. Многие частицы, компоненты осадочных пород - подлинные скитальцы. Некоторые из них пересекают несколько структурно-геоморфологических зон на континенте, другие преодолевают большую часть океана, в том числе при помощи живых организмов, третьи проносятся над Землей в составе тропосферных и стратосферных вихрей. Смена агентов переноса чаще всего происходит на границах физико-географических и тектонических зон. Действие ледников в полярных широтах сменяется переносом водными потоками в более низких широтах, в аридных поясах материал переносит ветер. Лишь особо мощные агенты, такие как крупные реки, способны перемещать частицы через несколько физико-географических и тектонических зон. В некоторых регионах, например с сильно расчлененным рельефом, действуют одновременно несколько факторов, которые порождают специфические генетические типы осадков со свойственными им аккумулятивными формами. Ледники образуют морены, обломки ссыпаются или смываются по склонам гор и образуют

плохо дифференцированные плащеобразные накопления, получившие название делювий. На нем развиваются коры выветривания и почвы.

, Важными факторами, действующими в горных областях, являются оползни и обвалы. И те и другие способны переместить огромные массы терригенного материала и почв, образовавшихся на базе делювия. Самые крупные из них порождаются землетрясениями, хотя ’’спусковым механизмом” для оползней часто становятся затяжные дожди и ливни. В Северной Италии оползень огромных размеров зародился вследствие мелких сейсмических толчков. В движение пришли огромные массы пород и осадков объемом около 80 км3. Оползень перекрыл русло небольшой горной реки, воды которой стали насыщать рыхлые массы осадков. Это привело к образованию мощной селевой лавины, которая, двинувшись вниз по долине реки, разрушила несколько селений и кемпингов и погребла под собой десятки человек.

Селевые потоки, таким образом, один из важных и опасных факторов переноса в горах осадочного материала. Они относятся к категории высокоплотностных вязких потоков, в которых на долю воды приходится не более 30-40% объема. Остальное составляют разнокалиберные обломки и глыбы, взвешенные в полужидком глинистом матриксе. В зависимости от степени насыщения водой селевые потоки двигаются со скоростью от 1-2 до 40-50 км/ч. Они перемещаются по ущельям и долинам рек, оставляя ’’языки” своеобразных осадков. В них мелкие обломки пород, глыбы, валуны и стволы деревьев как бы взвешены в тонкозернистом субстрате, который включает глину, песок, алеврит и частички почвы. Решающим фактором в возникновении таких потоков является гравитационный. С его действием связаны в горах явления, к которым принадлежат также помимо оползней, осыпей и обвалов каменные лавины и лахары.

Описания каменной лавины крайне редки. Характер ее движения восстанавливают по тем разрушениям, которые она производит. Так, лавина, сорвавшаяся в г. Шаттеред (Пик Аляски) спустилась по ее южному склону и пронеслась над гребнем небольшого хребта, остановившись на противоположном склоне. При этом лес, растущий на вершине хребта, не пострадал. Из этого был сделан вывод, что каменная лавина пронеслась на высоте почти 100 м над гребнем. Сход этой лавины был вызван землетрясением в зал. Принца Уильямса.

Одноактный седиментационный процесс связан не только с каменными лавинами, но и лахарами. Лахары - это потоки пепла и растаявшего снега, покрывающие конусы многих вулканов. Выбросы больших количеств горячего пепла на склоны вулкана приводят к таянию снега и льда и образованию лавины, наподобие селевой. Так, в процессе извержения вулкана Сент-Хеленс в Каскадных горах на западе США с его склонов спустилось несколько лахаров.

Основная нагрузка при транспортировке осадочного материала в горах приходится на водные потоки, среди которых различают посто-' янные и временные. Первые распространены в гумидных климатических поясах, вторые - в аридных, семиаридных и ледовых. Горные реки обладают высокой кинетической энергией и способны перемещать не только взвешенный и кластический осадочный материал, но крупные частицы и обломки. Сила водных потоков буквально удесятеряется во время паводков, когда вода тащит гальку, дресву, валуны и глыбы. На время паводков приходится от 60 до 80% осадочного материала, перемещаемого горными потоками за год. Случаются поистине катастрофические паводки, когда бурный речной поток сметает все на своем пути и мобилизует огромные массы терригенных обломков. Это обусловлено не только громадным количеством воды, которая не вмещается в русло, но и значительными уклонами ложа русла.

Выплескиваясь из узких лощин и ущелий на предгорную равнину, водные потоки быстро теряют свою силу, так как уклоны ложа в пределах их русел снижаются до 1-2°. Скорость движения воды, а вместе с ней и транспортирующая способность стремительно падают. Это приводит к тому, что самые крупные обломки и значительная часть галечно-гравийного материала осаждается в узкой полосе предгорий, образуя своего рода заслон - каменную дамбу на пути горного потока. В дальнейшем ему приходится преодолевать эту полосу препятствий, пробивая себе путь на равнину, что приводит к еще большим потерям транспортирующей способности. Горная речка разбивается на несколько струй, текущих в широком каменистом русле и часто меняющих свое положение. Русло полностью заполняется водой лишь в сезоны паводков, когда на равнину выносится огромное количество кластического материала различной крупности. Последний транспортируется тремя способами: волочением, посредством сальтации и в виде взвеси.

Путем волочения происходит перемещение исключительно грубых обломков, валунов, гальки и гравия. Сальтация характерна для зерен песчаной размерности. Под ней понимают соударение близких по размерам частиц, в результате которого они взмывают вверх, подхватываются водной струей и опускаются ниже по течению. Наконец, более тонкие частицы перемещаются в основном во взвешенном состоянии. Взвесь проходит значительные расстояния, не опускаясь на дно. Во время паводков во взвешенное состояние переходят не только пелит и алеврит, но и значительное количество песчаного материала.

Гранулометрический спектр выносимых горными потоками частиц и обломков чрезвычайно широк (рис. 2). Он меняется от сезона к сезону и определяется главным образом географической широтой, крепостью и составом пород, размываемых на водоразделах. В отличие

Рис. 2. Распределение материала по крупности в зоне выхода горных потоков из горной области на равнину. .

; - делювиальные наносы; 2 - грубообломочные отложения верхней части конусов выноса; 3 — гравийно-песчаные отложения средней и нижней частей пролювиальных конусов; выноса; 4 - тонкозернистые осадки межрусловых пространств нижней части конуса; 5 - коренные породы; 6 — склоны гор; 7— русла водных потоков

от равнинных рек, в структуре твердого стока горных потоков значительное место занимают крупнообломоные компоненты. В аридных областях в спектре преобладают частицы песчаной и алевритовой размерности, в гумидных поясах, особенно в тропиках, резко возрастает доля пелитовых частиц. В основном это вещество перемытых кор выветривания. Большое значение в стоке многих рек приобретают растворенные соли. Куда же девается грубый материал, в частности галька, в изобилии выносимый с гор? Многие равнинные реки берут начало в горах, однако в их дельтах мы почти не находим крупных обломков, валунов и гальки. Они оседают в предгорьях, формируя так называемые пролювиальные конусы выноса.

Лишь реки, спускающиеся с гор к побережью, доносят до моря крупнообломочный материал, в основном в виде гравия и гальки, который концентрируется в устьях, откуда затем перемывается волнами.

Общее количество терригенного вещества, перемещаемого горными реками, трудно поддается подсчетам. Предполагают, что оно достигает 10 млрд, т в год. Значительная часть этого материала оседает в предгорьях, тогда как другая транспортируется дальше, уже по равнинам к побережьям крупных озер, морей и океанов, которые получили название конечных водоемов стока.

В аридных зонах горные реки уступают место временным пересыхающим потокам, действующим лишь в короткие сезоны паводков. На западе Африки их называют уэдд, а на востоке этого континента и в Аравии - вади. Несмотря на кратковременную активность, пересыхающие потоки являются важным агентом переноса терригенного материала в поясах с аридным климатом. В предгорьях этот материал формирует пролювиальные конусы выноса, строение которых интенсивно изучается в последнее время. В отличие от горных рек, в большинстве своем текущих затем по равнинам, вади и уэдд сгружают весь перемещаемый ими материал, в том числе песчаный, алевритовый и глинистый, в довольно узкой полосе предгорий. Поэтому конусы выноса в аридных зонах характеризуются четким зональным строением. Их появление предопределяет развитие многих других седиментационных процессов, в частности, обусловленных ветровой эрозией.

В приполярных широтах, где горные ледники спускаются по трогам до самых предгорий, с их таянием связаны так называемые разветвленные потоки. Это системы нешироких русел, фиксированных во времени и пространстве. Они возникают при определенных довольно крутых уклонах поверхности. Русла практически не меандрируют, постепенно заполняясь кластическим, в основном песчаным, материалом. Ледники, лавины, водные потоки и ветер не только переносят осадочный материал, они являются важнейшими агентами эрозии. Спускаясь с гор, ледники вырывают широкие троговые долины. Лавины углубляют ложе каньонов и оврагов. Долины горных потоков постоянно расширяются и углубляются во время сброса паводковых вод. Эрозия горных массивов особенно интенсивно протекает в областях продолжающегося воздымания земной коры. Остатки нескольких речных террас, фиксирующих положение древнего русла, можно видеть на склонах гор, обрамляющих речные долины. Самые древние террасы приподняты относительно современного ложа реки на высоту несколько десятков метров. Это значит, что те породы, которые заполняли пространство долины от древнейшего до современного уровня, были разрушены водными потоками и в виде обломков и зерен вынесены за пределы гор.

Ветер в предгорных районах и на равнинах аридных и семиаридных зон также является одним из главных агентов переноса осадочного материала. Его мобилизация обычно происходит в незадернован- ных частях пролювиальных конусов выноса. Из сгруженных водными потоками масс осадка ветром выдуваются тонкие частицы. Самые легкие из них - пелитовые и алевритовые выносятся за пределы предгорий, а в конечном итоге и всей аридной зоны. Во время мощных пыльных бурь они поднимаются ветром в верхние слои атмосферы, где подхватываются тропосферными вихрями и, обогнув земной шар (зачастую несколько раз), оседают на водную гладь океана. Другие

аккумулируются во внутренних водоемах стока (морях и соляных озерах) либо выносятся в смежные климатические зоны. Здесь они фиксируются в составе почв, в болотах и озерах.

Иная судьба у песчаного материала. Поднятый ветром, он не переносится на большие расстояния. Песок собирается в дюны и барханы, которые мигрируют вдоль границ конусов выноса, перемещаясь в сторону равнины, где в отсутствие достаточного количества атмосферных осадков формируются уже обширные поля дюн и барханов. Незакрепленные растительностью, они перемещаются по поверхности почвы, иссушая ее. Так возникают пустыни и полупустыни. На поверхности же пролювиальных конусов выноса получают распространение остаточные образования: галечники и россыпи камней, обедненные или даже лишенные тонкозернистого материала, в который они были погружены вначале. Формируются конгломераты и конглобрек- чии - характернейшие отложения пролювиальных конусов выноса.

В гумидных поясах разделение материала на крупный и тонкий осуществляют водные потоки. Они, сливаясь и давая начало крупным рекам, уносят значительную часть тонких частиц. Те из них, которые поднимаются ветром, оседают на равнине, попадают в почвы, болота и озера.

Таким образом, на границе физико-географических областей на горной и равнинной суше (которая часто является одновременно разделом между двумя важнейшими структурно-тектоническими зонами - орогеном и платформой) происходит разделение осадочного материала, мобилизованного в горах. Самый крупный остается здесь в составе конусов выноса, более тонкий переносится дальше, хотя несомненно значительная часть песка, алеврита и пелита, особенно в гумидных зонах, остается в составе осадочного шлейфа предгорий. На этой границе зачастую происходит смена агентов переноса: в ледовом климате горные ледники уступают место водным потокам, в аридном - водные потоки - ветрам, иначе говоря, эоловому разносу. Лишь в гумидных зонах смены агентов переноса не происходит: водные потоки, соединяясь в крупные и мелкие речные артерии, несут воды и осадочный материал в конечные водоемы стока.

Процесс переноса чаще всего является многостадийным. Тонкие частицы во время паводка рассеиваются по поверхности поймы, формируя в старицах почву или ил. Песок наращивает часть берегов, острова, осередки и косы, заполняет отмирающие русла. Реки меанд- рируют и меняют русло. Развиваясь, меандры размывают отложенные ранее пойменные, старичные и болотные осадки. Таким образом, происходит вторичная мобилизация осадочных частиц. В итоге большинство их достигает конечного водоема стока, будь то озеро, море или побережье океана. Длительный этот путь не проходит бесследно. Осадочные зерна сталкиваются друг с другом, шлифуются и исстира-

ются. Наименее устойчивые из них разрушаются полностью. При фиксации в почвах и болотах частицы подвергаются воздействию химических агентов выветривания, что влечет за собой определенные минеральные трансформации. Поэтому в процессе транспортировки реками меняется не только структура сноса, но и состав материала. Прежде всего он в целом становится более мелким.

В гумидных условиях должна повышаться доля тонкого глинистого материала, возникающего за счет разложения неустойчивых минералов и обломков в составе песка и алеврита. Увеличивается также содержание растворимых в воде солей и оксидов металлов. Если же река течет в пределах семиаридной, аридной или ледовой зоны, то изменения выражены значительно слабее. Однако одно правило остается постоянным: чем длиннее путь от области мобилизации терригенного материала до конечного водоема стока, тем сильнее выражен характер минеральных трансформаций в составе песчаной и алевритовой фракции влекомых рекой осадков. В этой связи достаточно отметить, что отношение кварца к полевым шпатам и обломкам пород в дельтовых отложениях крупных рек, например Амазонки, резко меняется в пользу кварца - самого устойчивого минерала. Содержание последнего может достигать здесь 95%, тогда как в предгорьях Анд, где мобилизуется материал, его доля не превышает 40-60%.

Таким образом, в процессе переноса из минерального спектра исчезают обломки пород (кроме кремнистых по составу), а также большая часть полевых шпатов. Частички слюд благодаря строению расслаиваются и дробятся на более мелкие агрегаты, переходя в разряд частиц алевритовой и пелитовой размерности. Одновременно повышается в составе песчаной фракции удельный вес относительно устойчивых тяжелых минералов: циркона, сфена, эпидота и др.

В дельтовых осадках рек, путь которых к побережью не так велик как у Амазонки и Ориноко, изменения в минеральной части песчаной фракции не так заметны. Отношение кварца к полевым шпатам и обломкам пород здесь значительно ниже, чем в устье Амазонки. Однако и в них почти не встречаются плагиоклазы, которые легко разрушаются при длительном контакте с водой. Практически не меняется петрографический состав осадков, отложенных горными реками. Он отражает средний состав горных пород, размываемых в водосборном бассейне той или иной реки.

Определенные изменения фиксируются и в составе глинистой фракции, хотя вопрос об устойчивости на путях переноса тех или иных глинистых минералов остается в целом открытым. Установлено, что при транспортировке речной водой быстрее всего разрушаются магнезиальные силикаты: тальк, сепиолит, частично палыгорскит и магнезиальные хлориты. Палыгорскит разваливается на тонкие волокнистые 26

агрегаты, но все же сохраняет свою индивидуальность при перемещении водными (пресными) потоками на короткие расстояния. Так, он встречается в отложениях устьев "вади” у подножия плато Хадрамаут (Аравийский п-ов). Основные глинистые минералы проходят долгий пусть в составе речной взвеси без существенных изменений. Мельчают размеры отдельных кристаллитов, отмечается деградация кристаллической решетки у иллита и каолинита. Есть сведения о частичной дифференциации глинистых минералов по размерам кристаллитов. Однако надежные свидетельства на этот счет отсутствуют.

ПЕРЕНОС ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА В МОРЯХ И ОКЕАНАХ

Достигнув конечного водоема стока, обломочные частицы оказываются в новой среде, где действуют иные чем на суше геологические агенты. На мелководье, в пределах шельфовой зоны, - это ветровые волны, приливно-отливные течения, далее - океанская зыбь, внутренние волны; на континентальном склоне - гравитационные силы, порождающие оползни, обвалы, различного рода гравитационные потоки; в пределах абиссали - поверхностные и придонные морские и океанические течения.

Баланс терригенного материала, поступающего в моря и океаны, складывается из твердого стока рек, вещества, приносимого ветрами, и материала, разносимого ледниками и айсбергами. Значительную роль играет морская абразия - разрушительное действие волн на породы, которыми сложены береговые уступы. Наиболее достоверные данные, касающиеся количественной оценки и структуры твердого стока рек, базируются на многолетних наблюдениях в устьях крупнейших речных артерий, обладающих гигантскими водосборными бассейнами в пределах суши. Три крупнейшие реки в мире: Амазонка, Миссисипг, Ганг (с Брахмапутрой) обеспечивают почти половину всего твердого стока рек, достигающих побережья океанов. С речными водами в Мировой океан ежегодно поступает 22,1 млрд, т терригенного материала. Как подчеркивает А. П. Лисицын (1988 г.), основная масса терригенного вещества, мобилизованного на континентах, выносится в океан в тропическом климатическом поясе (более 80% объема всего твердого стока). В составе взвеси преобладает тонкий глинистый материал.

Это связано с размывом мощных кор выветривания, формированию которых благоприятствует высокая среднегодовая температура, обилие атмосферных осадков и гуминовых кислот в почвах, а также широкое распространение растительности. Важным обстоятельством, определяющим преимущественный вынос терригенного кластического материала в океан в тропической зоне, является широтное положение

Альпийско-Гималайского пояса. Именно с Гималаев стекают две крупнейшие реки Инд и Ганг, поставляющие в Индийский океан 2177 млн. т взвеси, в основном глинистой. Кстати, в составе пелитовых фракций здесь преобладают иллит и хлорит - минералы, вымываемые из древних осадочных и метаморфизованных пород. Таким образом, особенности современного распределения терригенного речного сноса в океаны с континентов во многом обусловлены тектоническими событиями последних эпох, в частности столкновением Евразиатского континентального блока с субконтинентом Индостан, следствием которого стал рост Гималаев.

В поясах с аридным климатом важнейшим агентом, поставляющим осадочный материал с континента, является ветер. Как отмечалось выше, во время пыльных бурь огромное количество тонких частиц поднимается с поверхности прибрежных пустынь в воздух. Часть из них сразу уносится в океан, другая, пройдя через тропосферу, также опускается в пределах водных пространств. Этот перенос имеет отчетливо выраженный широкий характер.

После песчаной бури, происшедшей в 1985 г. в Западной Сахаре, в специальных ловушках, установленных на Азорских островах и во Флориде, оказалось большое количество эоловых частиц. На Азорских островах преобладали частицы размерами 0,005 м, во Флориде - 0,001 мм. Нато, чтобы пересечь Атлантический океан им потребовалось менее суток. При изучении терригенной фракции осадков глубоководных котловин Тихого, Индийского и Атлантического океанов обнаружилось присутствие многочисленных зерен кварца, полевых шпатов и других минералов с характерным "пустынным загаром” - оболочкой из оксидов железа, образующихся в условиях пустынь и полупустынь. При исследовании глинистых минералов в отложениях Восточно-Индийской котловины было выявлено преобладание каолинита - минерала, выдуваемого из древних латеритных кор выветривания, обнажающихся в пустынях Западной Австралии. В западной части глубоководной котловины Аравийского моря повсеместно обнаруживается палыгорскит, не способный к длительному переносу в водной среде. Он выдувается ветром с возвышенностей Аравийского п-ова и Сомали. Согласно Уилдому, до 80% терригенного материала, достигающего центральных районов Тихого океана, обязано эоловому разносу.

В количественном отношении эоловый разнос значительно уступает речному. По А. П. Лисицыну, в Мировой океан поступает ежегодно около 7,6 млрд, т осадочного материала, подхваченного на континентах ветрами.

Наименее достоверные данные существуют в отношении роли ледников, способных уносить в океан не только тонкие частицы, но также гравий, валуны и гальку. По оценке А. П. Лисицына, количество 28

этого материала в настоящее время составляет 1,5 млрд, т, т. е. его доля в общем балансе терригенной поставки в океан не превышает 7%. Однако, Гаррелс и Маккензи (1971 г.) полагают, что ледники уносят в океан (в основном из Антарктиды) более половины всего материала, поступающего с континентов.

Впрочем, сфера распространения ледников, спускающихся в море, ограничивается высокими широтами. Айсберги, в которые также впаяны терригенные обломки, спускаются до широты 45-47* (?). Поэтому этот геологический фактор имеет определяющее значение лишь в пределах ледовой климатической зоны.

Таким образом, основным поставщиком осадочного материала с континента являются в гумидных климатических поясах - реки, в аридных зонах - ветер, в полярных широтах - ледники. Четвертый источник - береговые уступы, имеет местное значение. Они разрушаются под ударами волн, а высвобождающийся при этом материал, как правило, разносится вдоль побережья течениями. Известно, что наибольшая штормовая активность наблюдается в умеренных широтах (40-50*) обоих полушарий. Именно здесь в результате абразии в океан поступает больше всего терригенного материала. Впрочем, масштабы абразии определяются еще и типом побережья. На низменных участках энергия волн тратится не столько на разрушение горных пород в береговых уступах, сколько на перемещение больших масс песчаного материала, вследствие которого меняется только профиль дна, большая же часть вещества в береговой зоне в целом сохраняется.

Ветровые волны являются одним из важнейших агентов переноса осадочного материала в шельфовой зоне морей и океанов. Шельф - это погруженная под воду выровненная площадка, которая была выработана морем в краевой части континента или вокруг островов. Уклоны дна в пределах шельфа крайне малы, обычно не более 0,0 Г. Ширина его резко меняется в зависимости от тектонического строения континентальной окраины, в состав которой он входит, - от 20 до 500 км и более. Внешний край шельфа располагается на глубинах 180-200 м.

Морские волны, обладающие большой кинетической энергией, способны перемещать довольно крупные осадочные частицы, находящиеся на дне. Считается, что глубина, на которую распространяется воздействие волны, равна половине ее длины, т. е. половине расстояния между гребнями соседних валов. Это расстояние обычно не превышает 50 м, т. е. большинство волн способно воздействовать на дно лишь в пределах 25-метровой изобаты. Существует, однако, еще и океанская зыбь, между отдельными валами которой дистанция значительно больше - до 200 м. Эти волны ощущаются на дне до глубин около 100 м.

Большая часть энергии волн расходуется в прибойной зоне, где они способны взмучивать большое количество осадка и волочить

довольно крупные обломки. Последние постепенно шлифуются и истираются, превращаясь в гравий и гальку. Тонкий же материал выносится из прибойной зоны возвратными потоками воды. Именно поэтому с течением времени в береговой зоне возникают галечные и песчаные пляжи, в зависимости от строения побережья, типа тектонического режима и состава коренных пород. Крупный кластический материал накапливается на пляже, причем наиболее грубый - в прибойной зоне, тогда как более тонкий вымывается на глубину, где воздействие волн на осадок значительно слабее. На глубине 5-10 м волны еще способны взмучивать частицы тонкой песчаной размерности, ниже этих отметок - только пелит и алеврит, на глубинах более 25-30 м волнами мобилизуются уже только самые тонкие, пелитовые частицы. ■

Благодаря этому возникают условия, благоприятствующие дифференциации осадочного материала по размерам. Этот процесс, получивший название механической дифференциации вещества (Л. В. Пустовалов, 1940 г.), приводит к довольно строгой локализации гранулометрических типов осадков в прибрежной части многих морей, а отчасти и на океанических шельфах, т. е. по мере удаления от берега и увеличения глубины дна гравийно-галечные наносы сменяются песками, те на определенной глубине - алевритами, а эти последние - алеврито-пелитовыми и пелитовыми илами.

Действительно, подобная смена осадков наблюдается во многих бесприливных морях с гористым типом побережий. На океанических шельфах картина распределения различных гранулометрических типов отложений значительно сложнее. Здесь действуют различные поверхности и придонные течения, в прибрежной же зоне важную роль зачастую играют приливы и отливы. Бурные водные потоки, скатывающиеся в отлив по широким руслам, которые соединяют приливно-отливные равнины низменных участков побережий с открытым океаном, выносят большое количество осадочных частиц. Самые крупные из них оседают в так называемой отливной дельте, другие, находящиеся во взвешенном состоянии, продолжают перемещаться в составе отливного потока, который, распадаясь на несколько струй, еще долгое время не теряет своей индивидуальности. Эти струи отличаются повышенной мутностью и поэтому получили название нефелоидных потоков. Обычно в толще воды над шельфом выявляется несколько таких потоков: придонный, поверхностный и промежуточные. Самый мощный из них - придонный. На шельфе Техаса в Мексиканском заливе придонные нефелоидные потоки прослеживаются от берега до континентального склона, т. е. на расстоянии 150-200 км. При этом концентрации взвеси, представленной частицами пелитовой размерности, могут достигать 2-3 г/л.

На узких шельфах отливные потоки и возвратные течения, возни-

кающие при разрушении штормовых волн в прибойной зоне, устремляются к вершинам подводных каньонов, глубоко врезанных в морское дно. Они перехватывают большую часть взвеси, перемещают ее из береговой зоны. В дальнейшем перенос происходит вдоль ложа подводного каньона, раскрывающегося на континентальное подножие или в глубоководный желоб, т. е. на глубинах несколько тысяч метров.

Самые, однако, мощные нефелоидные течения были обнаружены в авандельтах крупных и крупнейших рек. Эти потоки, также делящиеся на придонные, поверхностные и промежуточные, несут взвесь в основном речного происхождения. По существу они и являются продолжением речных потоков. Струи пресной воды далеко не сразу смешиваются с морской соленой. Так, на бразильском шельфе перед устьем р. Амазонка вода остается пресной на удалении до 150 км от побережья. Именно так, обнаружив за бортом пресную воду, испанские моряки открыли устье этой великой реки. Мощные нефелоидные потоки, зарождающиеся в авандельте р. Амазонка, отклоняются Гвианским течением на север и движутся над северо-бразильским шельфом, шельфом Суринама и Гайаны, прослеживаясь вплоть до дельты р. Ориноко. Эти потоки перемещают огромное количество алевритовой и пелитовой терригенной взвеси, которой сложены не только илы в авандельте р. Амазонка, но и так называемые иловые холмы у побережья Суринама - мелководные отмели из глинистого ила, мигрирующие вдоль берега под воздействием штормовых волн или океанской зыби.

Не менее мощные нефелоидные струи двигаются из устья р. Инд вдоль края шельфа п-ова Индостан на юг. Они несут тонкую глинистую взвесь, представленную чешуйками иллита и хлорита. Эти минералы, мобилизующиеся при размыве метаморфических комплексов в Гималаях, были обнаружены А. И. Конюховым в составе осадков внешнего шельфа и континентального склона почти до широты Гоа. В прибрежных районах западно-индостанского шельфа в илах распространены другие минералы: монтмориллонит и каолинит, вымываемые из кор выветривания в Западных Гатах и на плато Декан. Таким образом, нефелоидные потоки Инда определяют осадконакопление в обширной зоне протяженностью более полутора тысяч километров. Масштабы переноса вещества нефелоидными течениями в Мировом океане до настоящего времени не определены, однако, не вызывает сомнения, что они грандиозны.

Над шельфом и континентальным склоном действуют как поверхностные, так и придонные океанские течения. Последние воздействуют на компоненты в составе донных осадков. Тонкие частицы взмучиваются струями донных течений и уносятся вниз, на континентальный склон. Но эти течения часто обладают скоростью, достаточной для перемещения довольно крупных зерен и агрегатов, имеющих не

Рис. 3. Пути перемещения осадочного материала в пределах подводной окраины материка. Течение и потоки:; — приливно-отливные, 2 — вдольбереровые; 3 — нефелоидные, 4 — детритовые и зерновые, 5 — турбидитные, $ — придонные контурные

только алевритовую, но и песчаную размерность. Нередко частицы "перевеиваются” водными струями наподобие песков в пустыне. Об этом свидетельствует образование на дне аккумулятивных форм, которые напоминают песчаные дюны. Эти формы, широко распространенные на шельфе, получили название подводных дюн. Они мигрируют, как и песчаные дюны, в направлении действия течения. Благодаря влиянию придонных течений из осадков, развитых на срединной шельфовой равнине и внешнем шельфе, вымываются тонкие составляющие.

Если на шельфе основную роль играют гидродинамические факторы, то на склоне и его подножии процессы осадконакопления в значительной мере определяются гравитационным фактором (рис. 3). С ним связаны разнообразные по масштабу и характеру явления, начиная с подводных обвалов - камнепадов и срывов крупных блоков пород и кончая образованием огромных оползней, ламинарных и турбулентных потоков вещества.

Важнейшим событием, совершившим подлинный переворот в представлениях о процессах переноса и осаждения вещества в прикон- тинентальной зоне океана (а также в абиссальных районах вокруг подводных гор и поднятий), было открытие Ф. Кюненом в 1950 г. суспензионных (мутьевых) турбулентных потоков.

Помимо мутьевых существует целая гамма гравитационных потоков в различной степени разжиженного осадочного материала. В качестве общего для них названия предложен термин масс-флоу (mass-flow). Различаются потоки обломков дебрис-флоу (debris-flow), зерновые потоки грейн-флоу (grain-flow), потоки тонкого илистого материала мад-флоу (mud-flow) и др. В отечественной литературе подобные потоки и связанные с ними отложения впервые были описа- 32

ны И. В. Хворовой и А. П. Лисицыным. Под дебрис-флоу подразумеваются ламинарные потоки высокой плотности, обусловленные стеканием разжиженных глинистых илов, увлекающих с собой разнообразные, в том числе и очень крупные обломки пород. Общим названием для потоков, несущих обломки пород, и потоков илистого материала, лишенных таковых, является термин пастообразные потоки осадочного материала.

Не меньшим распространением на окраинах материков характеризуются грейн-флоу. Это - слаботурбулентные или ламинарные потоки вещества, плотность которых высока, хотя и ниже плотности пастообразных потоков. В соответствии с размерностью частиц, переносимых подобными подводными течениями, различаются потоки песчаных и алевритовых частиц.

Особое место занимают турбулентные мутьевые потоки, отличающиеся также довольно высокой плотностью, хотя и уступающие в этом отношении зерновым и пастообразным потокам. Эти гравитационные течения играют большую роль в переносе осадочного материала на большие расстояния, до нескольких сотен и даже тысяч километров (Бенгальский и Индский подводные конусы выноса). Отложениям этих мутьевых течений, или турбидитам, принадлежит исключительно важное место в глубоководных разрезах континентальных окраин. Ими в основном сложены гигантские и малые подводные конусы выноса, так называемые фэны, обнаруженные во многих приконтинен- тальных районах океана.

Описанные выше процессы перемещения осадочного материала вниз вдоль материковых склонов к подножию в основном и определяют процессы седиментации в этой зоне. Активность и распространение этих процессов настолько велики, особенно в периоды понижения уровня Мирового океана, что дали основание А. П. Лисицыну выделить подножия материков в качестве одной из глобальных зон лавинной седиментации. Осадконакопление в нижней части материкового склона и на его подножии является лавинным не только в смысле скоростей аккумуляции осадков в этих зонах. Многие гравитационные течения представляют подводные лавины, двигающиеся с большой скоростью. Это - прежде всего мутьевые турбидитные и зерновые потоки. Так, перемещение огромных масс песчаного материала, вызванного землетрясением в районе Ньюфаундлендской банки, привело к обрывам густой сети подводных кабелей. Анализ времени нарушения связи по различным кабельным линиям, отстоявшим друг от друга на несколько километров, позволил в 1966 г. Ф. Шепарду и Л. Диллу рассчитать скорость движения этого зернового потока. Она достигает 28 км/ч.

Важно отметить, что гравитационные явления одного типа порождают другие явления, либо протекают совместно. Так, описаны случаи, 2-Ю.Бурлин и др. 33

например, К. Хсю на Цюрихском озере, когда вслед за оползанием значительных масс осадков зарождались мутьевые течения, а срыв огромных блоков пород сопровождался возникновением потоков обломков, или дебрис-флоу.

Широкое развитие гравитационных процессов характерно для большинства материковых окраин. С верхней половиной континентальных склонов, более крутой и разнородной в морфологическом отношении, связано большинство оползней. Здесь же зарождаются многие гравитационные потоки. В связи с этим верхняя часть склона является областью преимущественной эрозии. Сами оползни и массы осадков, перемещенные гравитационными потоками, концентрируются в нижней части склона и на подножии. Наиболее яркими свидетельствами подводной денудации материкового склона служат ложбины и каньоны, которыми изобилуют протяженные участки континентальных окраин; особенно это относится к атлантической окраине США.

Как считает большинство исследователей, активное развитие современных каньонов было связано с периодами падения уровня океана в плейстоцене. Береговая линия в эпохи оледенений значительно приближалась к кромке шельфа, поэтому материал, выносимый реками и приливно-отливными течениями, поступал непосредственно на склон и эродировал его поверхность, в результате чего образовались промоины и каньоны. Трансгрессия моря в голоцене привела к тому, что каньоны на пассивных окраинах потеряли непосредственную связь с питавшими их источниками и постепенно утратили активность. Однако в позднем плейстоцене они представляли эффективную систему транспортных артерий, по которым большая часть осадочного материала, выносимого на шельф, в конечном итоге сбрасывалась в глубоководные районы окраины.

Помимо потоков высокой плотности над материковыми окраинами, в том числе и над склонами, действуют низкоплотностные суспензионные течения. Они возникают чаще всего из описанных выше нефелоидных потоков вещества. Осаждение частиц из нефелоидных слоев происходит по закону Стокса. Взвесь, образующая самый насыщенный, придонный нефелоидный поток, распространяется вниз по ложбинам и каньонам, что приводит к формированию так называемых гемипелагических осадков не только во всей обширной зоне склона, но и в пределах глубоководных конусов выноса.

ОБСТАНОВКИ ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

Перенос и накопление осадков - две стороны одной медали. Вероятно, не так уж много найдется частиц, которые, возникнув тем или иным способом, после перемещения на какое-то расстояние (или даже без него), сразу оказываются погребенными. Примеры такого 34 '

рода - реликтовые почвы и коры выветривания, возникшие на месте или рядом с разрушающимся комплексом горных пород. Другой пример - рифовые и некоторые другие биогермные постройки, в составе которых зафиксированы прижизненные карбонатные выделения многих поколений морских организмов. Конечно же, в этом ряду находятся и многие соли, а также аутигенные минералы, образовавшиеся в самом осадке. Во всех других случаях судьба осадочного материала неоднозначна, она не заканчивается после его осаждения и фиксации в составе погребенного осадка.

Нефть и газ - принадлежность в основном морских, дельтовых и озерных отложений, в которых они не только рождаются, но и концентрируются, образуя промышленные скопления. Именно поэтому в дальнейшем речь пойдет главным образом об этих отложениях. Все они являются флювиальными, т. е. были отложены ламинарными или турбулентными водными потоками.

Известно, что при относительно небольшой скорости водный поток ведет себя как однородная вязкая жидкость. Однако при достижении определенного скоростного порога поток распадается на множество мелких вихрей, что приводит в изменчивости давления потока на дно, и, соответственно, изменению его транспортирующей способности. Критическое значение скорости, при которой ламинарный поток превращается в турбулентный, определяется противодействием двух сил: вязкости и инерции, сопротивляющихся ускорению движения жидкости. Различные режимы ее течения можно описать количественно с помощью числа Рейнольдса:

Udo

Re =— и

где U- средняя скорость потока; р, ц - плотность и вязкость жидкости; d - внутренний диаметр трубы или глубина водотока (для открытого русла).

Значения числа Рейнольдса меньше 2000 характеризуют водный поток как ламинарный, больше - как турбулентный. Вблизи дна в потоке воды возникает так называемый граничный слой вязкости, характеризующийся постепенным возрастанием скорости от 0 до 90% скорости свободного потока. У самой поверхности ложа в граничном слое вследствие трения появляется очень тонкий вязкий слой. Через него передается воздействие водного потока на дно и покрывающий его осадок. При определенных скоростях турбулентного потока его воздействие на дно приводит к отрыву и смещению частиц осадка. Однако смещению или отрыву подвержены лишь частицы, выступающие за пределы тонкого слойка вязкости, так как они порождают местные вихри и делают поверхность ложа шероховатой для потока. Напряжение сдвига и сдвиговая скорость являются важными величи-

нами в седиментологии, так как определяют условия, при которых наблюдается перемещение частиц донного осадка путем волочения и в виде взвеси.

Так, сила волочения выражается через среднее напряжение сдвига у дна, поделенное на количество зерен, находящихся на единице площади. Из-за изгибания струйки воды над зерном создается некоторый дефицит давления на него сверху, что порождает подъемную силу, стремящуюся оторвать зерно от осадка. Если это происходит, то подъемная сила быстро исчезает и на зерно уже действует только сила волочения.

Оторвавшись от грунта, зерно перемещается на определенное расстояние, обусловленное способом транспортировки. Самый медленный способ - это волочение. Оно прекращается обычно на небольшом расстоянии от точек сдвига. При сальтации зерно покрывает большое расстояние. В воде, однако, зерна обладают плавучестью, поэтому их соударение при опускании на дно сальтирующего зерна не вызывает скачок другого, лежащего на грунте. Дальний перенос обеспечивается переходом во взвешенное состояние, поддерживаемое в воде турбулентными вихрями.

Полученные в последнее время данные свидетельствуют о том, что основной формой переноса является взвешенное состояние. Даже относительно крупные по размерам зерна, например песчаные,относимые к категории влекомых наносов, часто перемещаются в виде взвеси, правда, находясь в этом состоянии довольно короткое время.

Опускание частиц на дно происходит по закону Стокса:

gd2(o-p)

где vy - скорость падения; d - диаметр зерна; о и р - плотности зерна и жидкости; ц - вязкость жидкости; g - ускорение свободного падения.

Закон Стокса полностью применим только к частицам мелкопесчаной и алевритовой размерности. Более крупные зерна опускаются в воде с повышенной скоростью, что приводит к росту инерционного сопротивления жидкости, замедляющего падение. К тому же закон Стокса описывает опускание зерен идеальной сферической формы с гладкой поверхностью. В природе подобные частицы вряд ли можно встретить, хотя кластические терригенные зерна кварца, полевых шпатов и некоторых других минералов, попадающих в разряд песка и алеврита, ведут себя почти так же как сферы такого же размера. Другое дело чешуйки филлосиликатов (слюд) и карбонатный раковинный детрит, характеризующиеся уплощенной или призматичной формой и угловатыми очертаниями. Их падение в воде нельзя даже приблизительно описать с помощью закона Стокса. К тому же оказа-

лось, что при массовом опускании частиц они зачастую мешают друг другу, поэтому скорость ’’стесненного падения”, по выражению М. Лидера, будет ниже скорости падения свободного. Так, при высоких концентрациях в суспензии тонких частиц скорость их опускания может составлять всего 2-3 % от той, которая предсказана законом Стокса. '

Расчеты показывают, что в океане, где существуют струйные течения на разных глубинах и плотностные границы раздела между водными массами с различной соленостью и температурой (поверхность галоклина и термоклина), тончайшие частицы, прежде всего, глинистой природы, вообще вряд ли могли бы достичь дна, если бы их седиментация определялась только законами свободного падения в жидкости. Лишь жизнедеятельность зоопланктона, представленного в наше время обширной группой животных-фильтраторов, которые пропускают через себя огромные массы океанской воды, обеспечивает осаждение тонких и тончайших взвешенных частиц сквозь многокилометровую водную толщу на дно.

Режим переноса или седиментации осадочных частиц определяется гидродинамической активностью среды. Совершенно неподвижной поверхностная водная масса в морях и океанах вряд ли остается надолго. При ламинарном режиме потоков в водной среде преобладают процессы седиментации осадочного материала (малые значения числа Рейнольдса), при переходе их в турбулентное состояние важнейшим становится его перенос (число Рейнольдса более 1). В первую очередь это касается придонных водных течений, способных при определенных скоростях эродировать дно, отрывая с его поверхности ранее осевшие осадочные частицы. Таким образом, один и тот же водный поток способен совершать противоположные действия, приводящие к разным геологическим результатам: эрозии или аккумуляции на дне бассейна. Вот почему мы говорим, что перенос и седиментация- две стороны одной медали.

Седиментация, следовательно, многоактовый процесс, имеющий прерывистый характер. Большинство терригенных частиц на пути из области питания к конечному месту захоронения неоднократно попадают в осадок, а затем снова мобилизуются. Лишь при катастрофических процессах (гигантских паводках, извержениях и др.) частицы минуют ’’промежуточные станции”, сразу достигая зоны конечной аккумуляции. Однако это достаточно редкие события. Менее изви- ■ лист, хотя тоже не прост, путь биогенных, карбонатных и кремнистых частиц. Даже перейдя в погребенное состояние, не всякий осадок становится впоследствии породой. Еще более могучая сила, нежели

водный поток, а именно сила гравитации может разрушить структуру, переместить слагающие его частицы на огромное расстояние и создать новое образование, совершенно не похожее на прежнее. Именно такое действие оказывают мутьевые и другие гравитационные потоки, зарождающиеся на подводных склонах. .

Однако и их действие не всегда завершается окончательной аккумуляцией осадочного материала. Новая сила - придонные глубоководные течения - способна перемыть уже отложенный осадок и разнести слагающие его ингредиенты на громадные расстояния. Сформировавшийся под их влиянием осадок будет иметь структуру и текстуру, отличную от той, что присуща отложениям гравитационных потоков.

Таким образом, в разных структурно-геоморфологических и подводно-ландшафтных обстановках должны формироваться различные по своим параметрам осадки. Научиться узнавать, выявлять характерные признаки, по которым можно воссоздать условия образования отложений в древних водоемах, - основная задача литолога. В ее решении - ключ к пониманию прошлого Земли, к воссозданию геологической истории различных регионов. Едва ли не важнейшим методом, способствующим достижению данной цели, является метод актуализма, который заключается в изучении современных седиментационных процессов и обстановок. Осторожное перенесение результатов этого изучения привело в последние годы к переосмыслению множества ранее собранных фактов.

Итак, областями современных седиментационных обстановок в конечных водоемах стока, в которых формируются основные типы осадков, являются следующие.

Берега - зоны борьбы суши и моря. Береговая линия - подвижная граница между сушей и морем, положение которой определяется тектоническим строением региона и уровнем стояния вод Мирового океана. В зонах перехода от континента к океану, в том числе в окраинных и внутренних котловинных морях, она разделяет подводную и надводную части, одна из которых называется шельфом, а другая - прибрежной равниной. В эпохи высокого стояния океанских вод ими покрывалась и прибрежная равнина, когда же наступала регрессия моря, т. е. его уровень падал, большая часть шельфа превращалась в прибрежную равнину.

Ширина континентальной отмели, в том числе и шельфа, а также тип побережья определяются тектоническим состоянием всей континентальной окраины. Активные окраины, расположенные на границе двух литосферных плит, отличаются узким шельфом и гористым побережьем, представляющим по существу склоны Береговой Кордильеры, как в Перу, или Береговых хребтов, как в Калифорнии. На окраинах, не испытавших заметной тектонической активности, шельф

Рис. 4. Система баровых островов (Восточно-Фризские острова) и приливно-отливных площадок на побережье Северного моря (ФРГ).

1 — острова-бары; русла: 2 — основные приливно-отливные, 3 — мелкие в пределах маршей

очень широк (до 500 км в Аргентине), а само побережье - низменное, аккумулятивное. Среди пассивных Окраин, однако, есть и такие, например, окраины Африки, которые испытали тектоническую активизацию. Они характеризуются шельфом небольшой или средней ширины - от 20 до 80-100 км (в среднем 80 км) и скалистым типом берегов, осложненных на отдельных участках лагунами и глубоко вдающимися в сушу заливами. Скалистые и гористые побережья являются районами преимущественной эрозии, низменные имеют аккумулятивное строение. С теми и другими связаны различные обстановки осадконакопления. Зачастую преобладающую роль здесь играют различные геологические агенты. Так, на широких шельфах особое значение приобретают приливно-отливные явления, влияние которых практически не сказывается на шельфах узких, обрамленных скалистыми берегами. В последнем случае решающим фактором, управляющим береговыми процессами, становятся штормовые волны, а во фьордах и заливах - нагонные ветры, чаще всего связанные с сезонными штормами и ураганами.

Особенно любопытно строение побережья на пассивных окраинах с широким шельфом и низменной прибрежной равниной. Береговая линия имеет здесь сложное строение: цепочки островов - баров, имеющих аккумулятивную природу, отгораживают от моря (океана) приливно-отливные равнины или лагуноподобные заливы, в которые из моря ведут довольно глубокие проливы между островами-барами (рис. 4). Эти проливы являются крупными приливно-отливными руслами, по которым дважды в сутки устремляются потоки воды в лагуну и из нее. Особенно бурными бывают отливные течения. За островами-барами приливные воды распространяются в глубь прилив-

Рис, 5, Общий вид приливно-отливной равнины

но-отливной равнины по сплошной системе крупных и мелких русел, обрамленных с обеих сторон насыпными валами. Чем дальше от моря, тем русла дробятся все сильнА на более мелкие. Через них вода затопляет в обычный прилив нижнюю часть равнины, а в максимальный или сизигийный прилив - и приподнятую ее часть, где расположены верхние соляные марши. Эти последние, так же как и низкие, залесены разными видами галофитов - представителей высшей травянистой или древесной (мангры) растительности, способной обитать в соленой морской воде. Соляные марши представляют собой прибрежные болота, осушающиеся в отлив. В умеренном климате - это приморские луга с травянистой растительностью, в субтропиках и тропиках - мангровые заросли (рис. 5).

Штормовые волны, как правило, не проникают через острова- бары, сложенные песчаным и галечным материалом, на равнины. Поэтому здесь сложился своеобразный режим осадконакопления с разнообразным спектром формирующихся осадков. Прежде всего - это соляные марши, где между корнями галофитов оседает тонковзму- ченный материал алевритовой и пелитовой размерности. Последний приносится в основном с суши вместе с паводковыми и талыми водами, при ветровом разносе и т. д. Однако нередки случаи, когда тонкая взвесь поступает на равнину вместе с приливом. Скорости нарастания соляных маршей довольно высоки и иногда достигают 2-3 мм/год. В результате в умеренной зоне на соляных маршах накапливаются алеврито-пелитовые терригенные в основном глинистые илы, содержащие обильные растительные остатки (Сорг = 2 - 3%). В ледниковые эпохи (похолодания), которые характеризовались ослаблением химического выветривания и снижением выноса тонкого глинистого материала, с соляными маршами было связано формирование торфа.

Его пласты, имеющие плейстоценовый возраст, обнаружены при подводном бурении на атлантическом шельфе США на глубине до 60 м.

Своеобразные осадки формируются в сублиторальной части приливно-отливной равнины, не заселенной растительностью. Это песчано-алевритовые образования, часто обогащенные пеллетами - фекалиями илоедов. Отличительным их признаком является сигмоидная слоистость: изогнутые лентовидные слойки, выклинивающиеся как по восстанию, так и по падению и наложенные друг на друга под небольшим углом. Как выяснилось, они образуются при миграции гривок песчаной ряби - знаков, оставленных отливным течением. В фазу отлива турбулентный водный поток срывает частицы с ’’подветренной” стороны гривок и перебрасывает их на противоположную, ’’наветренную”. Если отлив достаточно бурный, на этом склоне осаждается слой толщиной 1-2 см. При этом гривки ряби перемещаются на некоторое расстояние по движению потока. На поперечном срезе границы слойков отлично видны. Так происходит до тех пор, пока особенно мощный отлив или волны не уничтожат эту систему ряби, срезав выступающие над дном валики. Однако зачастую отложенный при миграции ряби материал, составленный серией изогнутых косых слойков, сохраняется. При перестройке системы приливных русел вода начинает скатываться в отлив в обратном направлении. Возникает пласт с косыми слойками, падающими в другую сторону. В результате формируется характерная слоистость, получившая название ’’хер- ринг” (herring), что означает селедочный скелет. Действительно, тонкие изогнутые слойки, падающие в разные стороны от линии раздела (напластования), отдаленно напоминают ребра скелета рыбы. Подобные текстуры не встречаются в других обстановках и являются диагностическим признаком отложений приливно-отливного генезиса.

Косые серии песчаных осадков, в том числе и карбонатного состава, формируются также в ложе крупных приливно-отливных русел. Здесь они имеют более грубый состав при большей толщине отдельных слойков. Особенно бурные потоки, проходя по руслу, выплескиваются из него, оставляя влекомый ими материал на его бортах. Так возникают неширокие аккумулятивные валы, протягивающиеся вдоль основных русел приливно-отливной равнины. В зависимости от климатической зоны, где расположены последние, валы сложены либо терригенным песком, либо битой ракушей. Дело в том, что в теплом климате приливно-отливные равнины становятся обиталищем многих морских организмов: моллюсков, фораминифер, ежей, мшанок и т. д. Их остатки становятся накапливающимся здесь материалом.

Впрочем, некоторая часть влекомых и взвешенных частиц выносится отливными потоками в открытое море. При выходе из русла, где поток быстро теряет силу, образуется отливная дельта, сложенная выносимым из приливно-отливной равнины материалом. Как правило.

Рис. 6. Лагуна аридной зоны на активной окраине (Калифорния).

1 — береговой бар; 2 - песчаные дюны; з — соляные марши; < - участок лагуны, постоянно заполненный морской водой

это алеврито-песчаные осадки. Под воздействием волн в штормовые сезоны происходит частичная его мобилизация. Волны и разрывные течения перемещают песок вдоль берега, наращивая им баровые острова. С течением времени наблюдается миграция крупных приливно-отливных русел, которые частично размывают внешние участки равнины и края береговых баров. Другой их край при этом наращивается: происходит, таким образом, и миграция баровых островов. Подобное развитие зафиксировано в южной части Северного моря, где исторические хроники свидетельствуют о миграции во времени Восточно-Фризских островов и разделяющих их приливно-отливных русел.

Приливно-отливные равнины - хорошо сбалансированная природная система. При регрессии моря они вместе с ограждающими их барами выдвигаются в сторону моря, в эпохи трансгрессий отступают. Во время медленной трансгрессии происходит почти полное уничтожение отложенных на древней приливно-отливной равнине осадков. А если уровень вод быстро повышается, то они сохраняются.

В поясе с аридным климатом приливно-отливные равнины превращаются в прибрежные себхи, окружающие небольшие озерца, называемые иногда соляными ваннами, которые отгорожены от моря пляжевыми валами, либо островами-барами. В последнем случае нередко возникают лагуны (рис. 6).

Соляные ванны заполняются морской водой в период действия

сильных нагонных ветров, когда волны заплескивают через пляж. На побережье Краного моря это обычно происходит зимой или в начале весны. Затем поступление свежей морской воды прекращается, а та, что попала в соляную ванну, начинает испаряться. Всю весну и начало лета поверхность ванны покрыта ковром сине-зеленых водорослей, выделения которых образуют так называемые водорослевые подушки. Это неширокие столбообразные выступы на дне, сложенные СаСО3 (арагонит) и характеризующиеся слоисто-оконной текстурой. К концу июля-августу из морской воды образуется рассол, значительная часть ваины высыхает и водорослевые подушки обнажаются, подвергаясь частичному разрушению. К октябрю ванна высыхает почти полностью и водорослевые подушки покрываются слоем каменной соли толщиной 7-8 см. Между подушками дно покрывается гипсом. С течением времени на дне соляной ванны формируется тонкослоистая толща, в которой светлые слойки образованы гипсом, более темные - карбонатами водорослевого происхождения. Вместе с гипсом встречается доломит в соотношении примерно 80 к 20%.

Окружающая соляную ванну себха представляет собой слегка наклоненную, неровную поверхность, образованную терригенным и карбонатным песком. В поровом пространстве этого осадка находятся кристаллики гипса, галита, доломита и ангидрита. В окрестностях лагун себхи развиваются на отмерших приливно-отливных площадках после заполнения активных русел песком. Эти русла в дальнейшем часто служат путями миграции поровых рассолов от суши к морю. Из этих рассолов и водяных брызг, приносимых ветром, выпадают кристаллы солей. По себхе мигрируют эоловые дюны, покрывающие значительные пространства.

Таким образом, с низменными побережьями стран с аридным климатом зачастую связано формирование не только карбонатных, но и эвапоритовых осадков.

Более развитой формой приливно-отливных равнин, прибрежных себх с соляными ваннами являются отшнурованные лагуны. Они также отделены от океана песчаными барами, либо, что чаще на активных окраинах континентов, порожком тектонического происхождения. Сами же лагуны располагаются в небольших синклиналях между поднятиями. Лагуны могут занимать довольно большую площадь. С океаном они сообщаются через узкие проходы, аналогичные приливным руслам, описанным выше. Большие массы морской воды проникают в лагуну во время приливов или действия нагонных ветров. Глубина дна в лагунах обычно не превышает нескольких метров.

В поясах аридного климата прибрежные участки сублиторали заняты водорослевыми матами, либо карбонатными постройками разнообразной формы. Их развитие связано с жизнедеятельностью сине-зеленых водорослей. Береговая полоса и область, заливаемая

El2 Р^^

Рис. 7. Распределение осадков в лагунах аридных зон и обрамляющих их себхах. Эвапориты: 1 — себхи, 2 — субаквальные; 3 — биогенные карбонатные образования

водой в максимальный прилив, сложены интеркластами-обломками разбитых во время редких ураганов карбонатных построек - биогермов.

В лагунах Нижней Калифорнии (Мормона, Фигероа) зона развития ■ водорослевых матов обрамлена солевыми маршами (рис. 7), на которых кое-где развита мангровая растительность. На участках береговой линии, образованной пляжами, нередко наблюдается солеобразование. Обычно оно приурочено к депрессиям - понижениям между пляжевыми валами. Морская вода попадает в них при заплесках во время редких штормов. При ее испарении осаждается гипс, каменная соль и полигалит. На многьх таких участках еще недавно осуществлялась разработка соли.

В лагуне Куронг, которая расположена на южнсм побережье Австралии, обитают бурые водоросли ботриококус. Они не создают водорослевых карбонатных построек, однако, обладают другой особенностью: способностью пережидать неблагоприятный сезон, связанный с осушением части лагуны (за счет испарения воды), не погибая. Этому способствует накопление в клетках водоросли огромного количества жировых веществ - липидов, составляющих до 40% от их массы. Именно жир позволяет водорослям выживать в засушливое время. Из многочисленных остатков водорослей формируется специфический черный ил - сапропель, который после погружения осадка в недра и его уплотнения превращается в породу - каустобиолит. Аналогичны куронгиту богхеды и балхашиты, месторождения которых известны в нашей стране, в районах Средней Азии.

Скалистые побережья имеют гораздо более простое строение в сравнении с низменными. Под ударами штормовых волн береговой уступ отступает в сторону суши и на образовавшемся пространстве из обломков пород и выносов рек формируются пляжи. Пляжи обычно занимают вогнутые участки побережья, разделенные выступающими в море мысами. Последние как бы разбивают единый фронт волны, принимая на себя основную ее ударную силу. Поэтому около мысов находятся самые грубые обломочные осадки, представленные валунами, дресвой, галькой. Более тонкий материал отсюда выносится, попадая в открытую часть шельфа или на пляж.

Развитый пляж делится на подводную и надводную части, разделенные слабонаклоненной площадкой, на которой гасится энергия волн. Эта волноприбойная зона постоянно меняет свои очертания, а слагающий ее осадок находится в непрестанном перемещении. Поэтому он наиболее грубый в пределах пляжа. Это - галька, мелкий гравий либо крупнозернистый песок. Нередко волны выносят отсюда весь осадочный материал и тогда близ уреза воды обнажаются коренные породы.

Пляж - приспособительная аккумулятивная форма рельефа. В зависимости от сезона и высоты воздействующих на него волн, он меняет свою ширину, а также очертания. В подводной части пляжа могут образовываться один, два или три подводных вала, которые либо мигрируют в сторону берега, либо смещаются в море в зависимости от силы штормов. Более крупные волны достигают внутренних частей пляжа. Выбрасывая захваченный на прибойной площадке материал, они формируют аккумулятивные валы в глубине пляжа. Стекая по песку и по поровым каналам внутри него, вода заставляет двигаться рыхлые наносы в сторону прибойной зоны. Поэтому уровень поверхности пляжа то поднимается, то опускается.

Сточные или разрывные течения, возникающие в подводной части пляжа и устремляющиеся назад, в море, выносят значительное количество осадочного материала, который в дальнейшем перемещается волнами и вдольбереговыми течениями.

Для подводных пляжевых валов, формирующихся в штормовые сезоны (осень, зима), характерно асимметричное строение. Ближние валы протягиваются субпараллельно берегу и разделены промоинами, по которым стекают разрывные водные потоки. Между валами возникают депрессии. На удалении от волноприбойной зоны (глубина 8-10 м) протягивается серповидный подводный вал. Высота валов не превышает 0,5-1,5 м. Летом, когда кончаются штормы, подводные валы постепенно распадаются. В пляжевых осадках встречаются различные типы слоистости: параллельная, перекрестная, корытовидная и мелкая косая. Последняя характерна для асимметричной ряби, образуемой разрывными течениями. Подводные валы покрыты разнообразными

знаками ряби, в том числе вихревой. Ее можно наблюдать на открытой и подводной частях пляжа.

В аридной зоне, где волны перемещают вместе с грубообломочным ' материалом много тонкого карбонатного детрита, близ уреза воды1 формируется бичрок (beachrock) - образования, возникшие в результате быстрого окаменения карбонатов, схватывающихся после скатывания или испарения воды (наподобие изготовления цемента, бетона).

На Западном побережье о. Сокотра, на участке, где с берегового уступа падают валуны и дресва гранитов, сформировалась невысокая каменная гряда бичрока. Темные гранитные валуны торчат из белого известняка бичрока как пушечные ядра, застрявшие в крепостной стене. Бичрок образуется исключительно быстро с геологической точки зрения - в течение десятков и даже 1-2 лет. Однако, находясь в зоне воздействия волн, он также быстро разрушается. Впрочем, древний бичрок плейстоценового возраста был описан американскими исследователями на открытом шельфе (глубина 80-100 м) в составе древней береговой линии.

Крупные реки, водосборные площади которых составляют сотни тысяч и миллионы квадратных километров, как правило, выносят в дельты и эстуарии огромное количество терригенного материала, мобилизованного во внутренних областях континента. Они приурочены к системам древних разломов или континентальных рифтов, находящихся на продолжении трансформных разломов океана. В течение миллионов лет река выносит терригенный материал, сгружая его на относительно узком участке побережья, что приводит к возникновению многолопастных дельт. Среди лопастей выделяются активная и неактивная. К активной приурочено основное русло и серия боковых русел, по которому в настоящее время происходит сброс речной воды, взвеси и влекомого по дну материала. За счет осаждения последнего в устье главной протоки происходит быстрое разрастание лопасти, ее выдвижение в сторону моря. Терригенный материал, в основном песок и алеврит, наращивает два прирусловых бара по обеим сторонам русла. Значительная часть влекомого песка оседает перед устьем, образуя подводный приустьевой бар, часто имеющий серповидную форму. Более крутой склон его обращен к морю. Струи речной воды, вырываясь из теснины русла и обтекая устьевой бар, промывают кангалы стока на дне, называемые бороздинами. Вскоре вновь возникшие береговые отмели за прирусловыми барами заселяются растительностью: низкие места заболачиваются, возвышенные -: зарастают лесом.

Более древние лопасти дельты, бывшие некогда активными, трансформируются в прибрежную дельтовую равнину с озерами, старицами и болотами. В приморской ее части под ударами морских волн устьевые бары трансформируются во вдольбереговые. Бывшие 46

главные и боковые протоки превращаются в приливные русла, а в понижениях между берегом и барами образуются приливно-отливные площадки и заливы. Там начинаются процессы, характерные для приливно-отливных равнин. С течением времени реке все труднее становится прокладывать путь через отложенные ею наносы перед активной лопастью. Однажды она устремляется по уже заросшей старой протоке, пробивает ее и здесь выходит к морю. Отмершая лопасть вновь активизируется и начинает проградировать в сторону шельфа. Приливно-отливные площадки засыпаются осадками, а полосы вдольбереговых баров остаются в глубине дельты в виде насыпных холмов и гряд, заросших кустарником. Одновременно в утратившей активность лопасти дельта начинает деградировать, превращаясь в равнину, оттороченную приливно-отливными площадками. На прибрежной равнине в дельте р. Миссисипи насчитывается несколько субпараллельных гряд, отмечающих ее положение в разные века плейстоцена и плиоцена.

Пресная речная вода не сразу смешивается с морской, более соленой и потому тяжелой. Она всплывает над клином соленых вод, распространяясь в сторону моря на довольно большое расстояние. По мере смешения речной и морской воды происходит слипание тонких глинистых частиц, у которых взаимное отталкивание сменяется взаимным притяжением. Более крупные агрегаты оседают на дно, выстилая его мощным слоем алеврито-глинистого ила. Осаждению тонких частиц благоприятствует и зоопланктон, фильтрующий воду. Дело в том, что в речном стоке много растворенных солей, необходимых для развития фитопланктона. Поэтому придельтовые участки шельфа характеризуются высоким уровнем биопродукции вод. Зоопланктон, фильтруя воду, поглощает вместе с фитопланктоном растворенные органические вещества и растительный детрит, снесенный с суши, и тонкую терригенную взвесь. Все это, пройдя через желудки фильтрующих организмов, выбрасывается в форме пеллет в среду и опускается на дно. Поэтому илы, осаждающиеся в зоне смешения пресных и соленых вод, обогащены органическим материалом, а кое-где (например, в дельте р. Амазонка) и остатками диатомей.

Обширная зона перед дельтой, в которой формируются тонкие осадки, залегающие мощным плащевидным покровом, называется продельтой. Довольно крутой склон ее на глубинах 10-20 м, обращенный к морю, получил название склона дельты. За этим свалом глубин распространены уже чисто морские осадки, лишь в некоторой степени обогащенные вынесенным рекой материалом. В дельте р. Амазонка поле глинистых, а затем алеврито-глинистых илов прослеживается до глубин 40-60 м. Далее залегают карбонатные пески - типично шельфовые образования. Песчаные тела в форме устьевых, прирусловых и вдольбереговых баров после захоронения превращаются в линзы

песчаников с хорошими коллекторскими свойствами. Во многих осадочно-породных бассейнах они вмещают скопления нефти и газа, образованию которых благоприятствует замещение песков по латера- ли (и вертикали) глинистыми породами бывшей продельты, обогащенными органическим веществом. В них в благоприятных температурных условиях (при катагенезе) происходят процессы нефте- и газогене- рации. Многие древние дельты, погребенные под достаточно мощным плащом более молодых осадков, становятся крупными зонами нефте- и газонакопления. Таковыми являются и современные дельты многих крупных рек, развивавшиеся в течение долгого времени. Сотни месторождений углеводородного сырья открыты в настоящее время в ‘дельтах р. Нигер, Миссисипи, Маккензи и др.

По иному пути идет развитие эстуариев. В большинстве своем это - русла рек, затопленные в раннеголоценовую трангрессию моря. Во время прилива и при нагонных ветрах морская вода поднимается по ним далеко вверх по течению, постепенно смешиваясь с речной водой. Активная динамика вод в экстуариях обусловила широкое распространение на дне подвижных аккумулятивных форм: подводных песчаных дюн, мегаряби и мелкой ряби. Отсюда песчаные осадки русел в эстуариях характеризуются различными видами косой и перекрестной слоистости. Осаждение взвеси происходит в русле эстуарии, однако, затем большая часть тонкого материала размывается либо поступает в низины, окружающие эстуарий.

Континентальные и островные шельфы. Шельф (полка) - выровненная площадка в краевой части континента, полого падающая в сторону континентального склона и абиссали. Углы наклона дна в его пределах редко превышают 0,0Г. Они определяются шириной шельфа: чем он уже, тем больше уклоны дна. Бровка шельфа перед свалом глубин, обозначаюпщм континентальный склон, располагается в разных районах океана на отметках от 180 до 200 м. На узких шельфах различаются прибрежная и внешняя части, на широких еще и срединная шельфовая равнина, находящаяся на глубинах от 60 до 120 м. Соответственно, к прибрежной части относится область с глубинами от 5-10 до 60-80 м, к внешней части - зона с глубинами от 100-120 м и до бровки. В поперечном профиле от берега к склону относительно более крутой участок прибрежного шельфа переходит в очень пологую шельфовую равнину, которая, в свою очередь, сменяется более крутым участком внешнего шельфа. Ниже, в пределах уже континентального склона, в некоторых районах были обнаружины опустившиеся шельфовые плато-участки шельфа, обрушившиеся по разломам. Например подводное плато Блейк, на атлантическом склоне США (глубина 400-600 м), плато Седан на южной континентальной окраине Австралии, плато Мазарган у Западной Африки.

Процессы осадкообразования на шельфах весьма разнообразны. На

глубинах до 50- 80 м они определяются волновыми и приливно-отливными процессами, в пределах срединной шельфовой равнины - придонными течениями, во внешней части шельфа - поверхностными течениями и подъемом глубинных вод. Шельфы являются областями с высокой гидродинамической активностью, становясь зачастую не столько зонами седиментогенеза, сколько зонами транзита осадочного материала. Этим объясняется широкое распространение здесь реликтовых, т. е. плейстоценовых или раннеголоценовых осадков. Особенно характерны они для широких шельфов, где, по данным Смита, ими покрыто до 80% площади. Здесь встречаются также амфотерные осадки, состоящие из реликтовых компонентов, разбавленных в той или иной степени современными, например, раковинами современных фораминифер или кокколитов. Как правило, реликтовые и амфотерные осадки несут отпечаток двиагенетических изменений, в них много аутигенных минералов и микростяжений. Реликтовые и амфотерные осадки чаще всего обнаруживаются в пределах срединной шельфовой равнины, а на узких шельфах - у их бровки.

В прибрежной зоне наиболее активны процессы осаждения и взмучивания наносов, что связано с почти непрерывным воздействием на дно волн, приливов и отливов, океанической зыби, разрывных и вдольбереговых течений. В умеренных широтах и субтропиках важнейшим фактором являются штормовые волны и океаническая зыбь, в тропиках - ураганы, приливы и течения.

На атлантических шельфах США и Аргентины воздействие штормовых волн на дно привело к образованию обширных полей подводных аккумулятивных валов, субпараллельными грядами тянущихся под определенным углом к берегу на глубинах от 10 до 30 м (рис. 8.). Нередко их называют песчаными волнами или подводными дюнами. Высота этих образований колеблется от 1 до 6 м, протяженность отдельного вала - несколько десятков или сотен метров, при расстоянии между ними 10-20 м. В зависимости от направления движения волн подводные валы перестраиваются. Сложены они осадками песчаной размерности, в высоких и умеренных широтах - терригенными, в субтропиках - терригенно-карбонатными.

В субтропиках (а иногда и в тропиках) значительные участки шельфа заняты устричными и другими банками. С течением времени они трансформируются в биогермы, возвышающиеся над окружающим дном. В штормовые сезоны осадочный материал, подхваченный возвратными течениями у берега (в подводной части пляжа), сгружается ими на склонах, а иногда и на вершинах этих банок. Описаны случаи, когда такие банки, надстроенные осадками штормового генезиса, превращались в островки, выступавшие над уровнем моря на несколько метров. В основании их, как правило, находится ракушечная банка или коралло-водорослевый риф, засыпанный грубоклас-

Рис. 8. Песчаные валы на атлантическом шельфе США. 1 — соляные марши; 2 — прибрежный бар; 3 - песчаные валы; 4 — изобата, м

Рис. 9. Строение иловой банки у побережья Суринама.1 — алеврито-глинистые валы; 2 — смешанные осадки_(глинистые пески); 3 — пески; 4 — глины с прослоями ^^^И ^ lz^' I ^ торфа; 5 - коренной субстратРис. 9. Строение иловой банки у побережья Суринама.1 — алеврито-глинистые валы; 2 — смешанные осадки_(глинистые пески); 3 — пески; 4 — глины с прослоями ^^^И ^ lz^' I ^ торфа; 5 - коренной субстраттическими карбонатными осадками, принесенными бурными придонными потоками, которые возникают во время штормов и ураганов. Впоследствии такие островки заселяются растительностью.

Рис. 9. Строение иловой банки у побережья Суринама.

1 — алеврито-глинистые валы; 2 — смешанные осадки

_(глинистые пески); 3 — пески; 4 — глины с прослоями ^^^И ^ lz^' I ^ торфа; 5 - коренной субстрат

Рис. 9. Строение иловой банки у побережья Суринама.

1 — алеврито-глинистые валы; 2 — смешанные осадки

_(глинистые пески); 3 — пески; 4 — глины с прослоями ^^^И ^ lz^' I ^ торфа; 5 - коренной субстрат

В тропических и экваториальных широтах, где с суши сносится в основном глинистая взвесь - продукт размыва кор выветривания и почв, на шельфе вблизи побережья формируются так называемые иловые банки. Это весьма специфические образования, сложенные тонким, влагонасыщенным, легко взмучивающимся материалом (рис. 9). Глинистые или алеврито-глинистые илы здесь включают лишь небольшую примесь песчаных частиц.

Рис. 10. Донные осадки на шельфе п-ова Индостан в Аравийском море.

Терригенные осадки: 1 — пески, 2 — крупноалевритовые илы, 3 — мелкоалевритовые и алеврито-глинистые илы, 4 — глинистые илы; биогенные осадки; 5 — реликтовые ракушечники, 6 — карбонатные, фораминиферовые пески, 1 — оолитовые и псевдо- олитовые пески, 8 — фораминиферовые карбонатно-глинистые илы

Иловые банки встречаются вблизи побережья Суринама, Французской Гвианы, а также Малабарского берега Индии в Аравийском море на глубинах от 10 до 25 м. Ширина их достигает 40-50 км при высоте 5-10 м. Отдельные банки разделены более узкими депрессиями или ложбинами, тянущимися от берега в море. Во время сильных ураганов наблюдается миграция иловых банок вдоль побережья. На их внешнем, обращенном к океану, склоне аккумулируются алевритовые и песчано-алевритовые осадки карбонатного и карбонатно-терригенного состава, как правило, со следами значительных биотурбаций (переработки илоедами).

У западного побережья Индии иловые банки сложены глинистыми илами каолинит-смектитового состава, т. е. продуктами размыва латеритных и фераллитных кор выветривания, в том числе и тех, что возникали на траппах плоскогорья Декан. На глубинах 60-80 м глинистые и алеврито-глинистые осадки выклиниваются. На поверхность выходят биогенные карбонатные образования, в основном реликтовые (рис. 10).

На некоторых участках отложения у бровки шельфа и на континентальном склоне оказались в значительной мере обогащены органическим материален* (до 5% СОрГ и более). Исследования показали, что 51

это связано с повышенной биопродуктивностыо поверхностных вод, которая вызвана подъемом глубинных вод, или апвеллингом (upwelling). На окраине Индостана это явление носит сезонный характер и обусловлено сгонным действием муссонных ветров, когда на место теплых поверхностных вод всплывает холодная, насыщенная биогенными элементами глубинная водная масса. За этим следует вспышка цветения фитопланктона (диатомей и радиолярий). Через некоторое время равновесие восстанавливается. Теплая осолоненная вода перекрывает глубинную, что нередко приводит к катастрофическим заморам - гибели больших популяций морских организмов. Их остатки опускаются на дно, где разлагаются, обогащая тонкие илы, развитые на перегибе шельфа в континентальный склон, органическим материалом.

Подъем глубинных вод в той или иной форме происходит над многими континентальными окраинами, преимущественно над внешним шельфом и верхней половиной континентального склона. Однако наиболее интенсивный и устойчивый поток глубинных вод к поверхности создается тем, где дуют пассаты, а вдоль окраины материка действуют холодные компенсационные течения, поднимающиеся из высоких широт к экватору. Наиболее протяженная и мощная апвел- линговая зона приурочена к тихоокеанской окраине Южной Америки в полосе шельфа и континентального склона Перу и Северного Чили. К поверхности здесь поднимаются воды с глубин в несколько сотен метров, обогащенные нитратами, фосфатами и кремнеземом, и смешиваются с охлажденными водами Перуанского компенсационного течения, насыщенного кислородом. Все это создает уникальные условия для развития фитопланктона, главным образом, диатомей, дино- и силикофлагеллят. На базе этих организмов существуют многочисленные популяции зоопланктона, рыб, птиц и морских млекопитающих. Уровень биологической продукции в зоне апвеллинга на 3- 4 порядка выше по сравнению с соседними регионами.

Исследования, проведенные Д. Е. Гершановичем и А. И. Конюховым, позволили установить закономерности распределения в районе Перуанского апвеллинга различных типов осадков. Одними из них являются углеродистые слабокремнистые алеврито-пелитовые илы, сложенные преимущественно агрегатами органо-глинистого состава, створками и детритом диатомей и динофлагеллят, т. е. аморфным кремнеземом. Содержание последнего, впрочем, не превышает 10-25%. Уровень концентрации Сорг сильно варьирует в разных пробах от 3 до 11%, в отдельных случаях даже до 14%. Осадки представляют собой темно-серые до черного тонкоотмученные и влагонасыщенные илы, объем которых уменьшается после высушивания в 2-3 раза, а цвет становится бежево-серым, как у опок или диатомитов. Из осадка в изобилии выделяется H2S, благодаря которому и присутствию метал-

лов в форме оксида (III) (закисной) они и приобрели черную окраску.

Осадки, таким образом, на обширной площади перуанского шельфа заражены сероводородом. С этим связаны высокие значения pH (9-10) и отрицательные значения Eh (до -500 мВ). Сероводород, выделяющийся из углеродистых илов, заражает и придонную воду, вследствие чего бентос здесь угнетен и представлен примитивными формами, в основном микрофлорой. Резко восстановительные условия на дне благоприятствуют разложению некоторых минеральных компонентов (например, кремнистых) и подвижности многих элементов. Так, фосфор, ассоциированный с органическим веществом, мигрирует на край ареала, занятого углеродистыми илами. Он оседает в виде ’’рубашек” на минеральных зернах осадка, замещает карбонат кальция в костях животных, попавших на дно, или образует микростяжения. Апвеллинговая зона становится областью фосфоритонакопления. Именно поэтому древние шельфы, находившиеся долгое время в полосе устойчивого подъема глубинных вод, в настоящее время являются важнейшими фосфоритоносными провинциями, например, Западно-Сахарско-Мавританский, Сенегальский и Марокканский бассейны на атлантической окраине Африки, где добываются фосфориты позднемелового - эоценового возраста.

Еще одним интересным типом аутигенных осадков, генезис которых во многом обусловлен подъемом глубинных вод, являются глауконитовые пески и алевриты, обычно приуроченные к границе шельфа и континентального склона. Темно-зеленый осадок состоит из мягких на ощупь зерен глауконита. Этот минерал, богатый металлами, железом, медью и особенно калием, относится к слоистым силикатам, точнее группе иллитов, и рассматривается среди глинистых минералов. Микростяжения глауконита развиваются в слабовосстановительных условиях при легкой ажиотации водной среды на поверхности раздела вода - осадок только на участках с низкими скоростями аккумуляции терригенных и биогенных составляющих. Большинство элементов, необходимых для построения кристаллической решетки глауконита, поступает вместе с гуминовыми кислотами, которые вымываются из углеродистых илов, распространенных гипсометрически выше глауконитовых осадков в апвеллинговой зоне. На край их ареала мигрирует и кремнезем, также участвующий в сложении глауконита. Если углеродистые илы развиты в основном в интервале глубин от 60 до 120-150 м, то глауконитовые алеврито-песчаные осадки занимают участки шельфа и континентального склона Перу в диапазоне 200-600 м (рис. 11).

Впрочем, глауконитовые осадки широко распространены на многих континентальных окраинах в том же интервале глубин, что свидетельствует об эпизодическом апвеллинге вдоль многих континентальных склонов.

Рис. 11. Донные осадки на шельфе и в верхней половине континентального склона Перу (*) и содержание в них СОрГ (б)-

Терригенные осадки: 1 — пески и крупноалевритовые илы, 2 — мелкоалевритовые и алеврито-глинистые илы, з — глинистые илы, < — карбонатные фораминиферовые пески, 5 — кремнисто-терригенные (слабодиатомовые углеродистые илы); 6 — хемогенные осадки - аутигенные глауконитовые пески и алевриты; 7 — выходы коренных пород; содержание Сорг в осадках, %: 8 -1. 9 - 1-3; 10 - 3-5,11 - более 5

Рис. 12. Щеточки цеолитов на обломках вулканического стекла (южные районы перуанского шельфа) (РЭМ, увел. 580)

На шельфах в зонах устойчивого апвеллинга широкое развитие получают процессы аутигенного минералообразования. Так, в Перуанской апвеллинговой зоне помимо фосфоритовых зерен и глауконитовых осадков отмечается новообразование барита, натрий-смектита и цеолитов. Последние в виде щеточек полупрозрачных кристаллов вырастают на рогульках вулканического стекла, содеражание которого довольно велико (рис. 12).

Области регионального подъема глубинных вод приурочены в современную эпоху к западным окраинам материков, где действуют пассаты и холодные компенсаторные течения: Канарское и Бенгель- ское - в Атлантике, Западно-Австралийское - в Индийском, Калифорнийское и Перуанское - в Тихом океанах. Однако в той или иной форме подъем глубинных вод осуществляется и на других участках континентальных окраин.

На шельфах, находящихся в зоне действия активных придонных течений, современные осадки накапливаются только в прибрежных районах. Остальной шельф представляет область транзита осадочного материала (рис. 13). Придонные течения намывают и размывают подводные дюны, заставляя мигрировать вдоль определенного уровня глубины. Подобные валы, называемые часто песчаными волнами, были описаны на внешней части шельфа Юго-Восточной и Южной Африки, а также в других регионах. Так как многие шельфы изрезаны близ перегиба в континентальный склон глубокими каньонами, головы которых прослеживаются до глубин в 100-80 и даже 60 м, подводные дюны в конечном итоге сваливаются в каньоны. Таким образом, основные потоки осадков на многих шельфах перехватываются вершинами подводных каньонов и устремляются далее на склон и подножие склона. Подобные шельфы, как уже говорилось выше, покрыты в основном реликтовыми или амфотерными осадками.

Рис. 13. Донные осадки на шельфе Северо-Западной Африки.

Пески: j - раковинные, 2 — терригенные, 3 - глауконитовые; илы: 4 - глинистые, 5 - Фо- раминиферо-кокколитовые; ( — карбонатные реликтовые осадки с обломками кораллов и других морских организмов; 7 - изобаты, м

Некоторые шельфы, приуроченные к областям активного прогибания, близ самого края осложнены проградационными комплексами отложений плиоцен-четвертичного возраста. Это, как правило, узкие шельфы на окраинах эпиплатформенных орогенных поясов, испытавших относительно недавно тектоническую активизацию. В низких широтах с такими шельфами (в областях кайнозойского рифтогенеза и спрединга) связаны многочисленные рифовые постройки. Уникальным примером может служить восточно-австралийский шельф в Коралловом море. Здесь в плейстоцене сформировался мощнейший барьерный риф, называемый Большим барьерным рифом Австралии. Отдельные рифовые массивы и острова, его составляющие, протягиваются на расстояние более 2 тыс. км. Наиболее мощные сооружения расположе-

Рис. 14. Строение передовой части кораллового рифа в районе Большой Богемской банки.

1 — шпоры и ложбины; 2 — часть склона, засыпанная песком; з — выступы склона^ — стен- | ка; 5 — подножие склона

ны в пределах внешнего шельфа и обращены к океану. В их тылу находятся многочисленные мелкие кольцевые и одиночные рифы в полосе шириной несколько десятков километров.

Обитаемая часть рифа - это его вершина и поверхность шпор, выступающих в море и играющих роль волнорезов (рис. 14). Она покрыта колониями кораллов, а на участках особенно сильного воздействия штормовых волн и океанской зыби - багряными водорослями. Пологая подводная часть рифа, на которой происходит диссипация энергии волн, заселена частично кораллами, а в верхней, прибрежной части - прикрепляющимися водорослями. Эта площадка получила название риф-флета (reef-flat). Волны, взбираясь по риф-флету, сложенному массивными водорослево-коралловыми известняками, частично разрушают его. Обломки известняков и кораллов скапливаются в краевой части риф-флета, образуя здесь своего рода вал, который называется рампартом. Наконец, более тонкий, песчаный материал концентрируется в верхней части островной отмели, в виде пляжа. Коралловым песком сложены и сами острова.

Отдельные острова разделены проходами, иногда довольно глубокими, которые прослеживаются далеко в глубь шельфа. Они в свою очередь также ограждены по бортам рифами. Фронтальный и боковые рифы вместе с тыловым могут образовывать кольцевую структуру (атолл), в центре которой находится лагуна. Она обычно сообщается с океаном, благодаря существованию прохода (пролива). Кольцевые рифы характерны и для вершин подводных гор в океане.

Рифы нарастают с удивительной скоростью, до нескольких миллиметров в год. Однако как только они приподнимаются над водой, начинается их эрозия. Именно поэтому для формирования мощного рифового массива необходимо устойчивое прогибание морского дна. Другим условием роста является высокая среднегодовая температура морской воды (не ниже 18*С) и отсутствие выноса тонкой глинистой

взвеси. Последняя может забить отверстия тех камер на поверхности кораллов, которые заселены коралловыми полипами и они погибнут. Именно поэтому коралловые рифы не развиваются в окрестностях дельт крупных рек.

Коралловый полип занимает крохотную камеру на поверхности рифа. Он фильтрует воду, извлекая из нее тончайшие органические частички, и живет в симбиозе с крохотными фотосинтезирующими организмами - одноклеточными водорослями зооксантелла, которые питаясь отходами ”со стола” хозяина, поставляют ему кислород и углеводы. Коралловый риф - замкнутая сбалансированная система, идеальное сообщество организмов, утилизирующих все органические отходы (несмотря на то, что характеризуется очень высоким уровнем биологической продукции).

Новые поколения коралловых полипов строят свои камеры на поверхности жилищ отмерших предшественников. Оказавшиеся в глубине рифа камеры частично заполняются кальцитом, частично разрушаются с образованием крупных пустот. Особенно много их появляется там, где в коралловый риф проникают атмосферные воды. Риф, несмотря на свою прочность, представляет собой высокопористое образование, изобилующее пустотами. Пожалуй, именно погребенные рифы характеризуются наибольшей вместимостью, являются лучшими природными резервуарами. В них открыты многие залежи-гиганты, высота которых нередко превышает 1000 м (например, Карачаганак в Прикаспии, рифы на банке Кампече в Мексиканском заливе). Поиски погребенных рифов, способных вмещать скопления углеводородов, ведутся во многих осадочно-породных бассейнах. По данным А. А. Ге- одекяна, А. И. Конюхова, А. Забанбарк, на окраинах континентов в них открыты уже гигантские запасы жидких (35 млрд, т) и газообразных (21 трлн, м3) углеводородов (УВ).

Континентальные и островные склоны. Континентальные склоны представляют собой глобальную флексуру, обозначающую подводный край материка. В большинстве регионов именно к ним приурочена граница между океанической и континентальной корой. Ширина континентальных склонов в океане в среднем составляет 70 км. К ним приурочен свал глубин от 200 до 2000-3500 м, а кое-где и до 5000 м. Уклоны дна при этом сильно варьируют от 1-4 до 40е и более. Встречаются участки с почти вертикальными стенками. Общая протяженность континентальных склонов в настоящее время превышает 195 тыс. км.

Более крутая, верхняя половина склона является на многих участках зоной преимущественной эрозии. Она прорезана многочисленными подводными ложбинами и каньонами, вершины которых находятся в глубине шельфа (рис. 15). Со стенок каньонов и межкань- онных пространств стекают и сползают массы неуплотненных осадков, на крутых участках наблюдаются обвалы и осыпи, а по долинам 58

Рис. 15. Строение склона и системы подводных каньонов на калифорнийской окраине Америки.

подводных каньонов спускаются на подножие лавины осадков и суспензионные потоки различной плотности. Таким образом, континентальный склон в отличие от шельфа является областью развития гравитационных процессов. Нижняя его половина становится зоной аккумуляции осадков, перемещенных с гипсометрически более высоких участков. Однако неправильно все многообразие склоновых процессов связывать с гравитационным фактором. Без накопления рыхлых осадков было бы невозможно образование и оползней, и подводных лавин. Образование же плаща рыхлых наносов на склонах обеспечивается процессами гемипелагической седиментации.

Далеко не вся терригенная взвесь, как об этом уже говорилось выше, оседает в авандельтах рек, где происходит смешение солевых и пресных вод. Значительное ее количество в составе нефелоидных потоков низкой плотности выносится за пределы дельты, отклоняется вдольбереговым течением и разносится на огромные расстояния, Вместе с поверхностными водными течениями путь нефелоидных потоков пролегает в основном над краем шельфа и континентальным склоном. Во многих районах именно эта зона континентальной окраины характеризуется повышенной биологической продуктивностью, что связано с процессами перемешивания верхних слоев водной толщи и возбуждением апвеллинга. Обилие фитопланктона и терригенной

взвеси, в составе которой много органического детрита, стимулирует развитие зоопланктона.

Часть тонкой взвеси оседает на дно в результате слипания частиц и образования крупных хлопьевидных агрегатов, так называемых флаков (flakes), остальные, попадая в желудки копепод и других фильтраторов, опускаются на континентальный склон (и подножие) в виде пеллет. Пеллеты и флаки достаточно крупны и их падение в воде подчиняется закону Стокса. Этот дождь частиц приводит к формированию на внешнем шельфе, склоне и в подножие широкого класса осадков, называемых гемипелагическими, либо гемипелагитами. Отличительной их чертой является однородный состав (в пределах одного и того же слоя), выдержанность по простиранию, отсутствие четко выраженной слоистости. В большинстве своем это тонкие осадки (тонкоалевритовые и пелитовые илы) терригенного, карбонатного, кремнистого или смешанного состава. Впрочем, вниз по континентальному склону наблюдается постепенное утонение материала. Так, в верхней половине атлантического склона США, южнее мыса Хаттерас, в составе осадков на алевритовые зерна приходится 65%. Остальное - глинистые частицы. На глубинах же 2000-3000 м соотношение значительно меняется: алеврит составляет 35%, пелитовые компоненты - 65%. Одновременно возрастает карбонатность осадка - с 20 до 55%.

Скорости накопления гемипелагических илов могут быть довольно высокими. Так, по данным Эмбли, за последние 15 тыс. лет они составляли 12 см/1000 лет, т. е. попадают в разряд "лавинных” скоростей, по терминологии А. П. Лисицына. Пологие участки склонов на пассивных окраинах материков являются областями формирования глинистых, мергелистых и тонкозернистых карбонатных образований (с преобладанием остатков кокколитов и раковин фораминифер). На активных окраинах и склонах островных вулканических дуг к ним добавляются в высоких широтах и зонах апвеллингов диатомиты, опоки, вулканические пеплы. В зонах низких скоростей аккумуляции гемипелагических осадков и относительно высокой биопродукции на пологих участках склона формируются глауконитовые пески и алевриты.

Там, где на континентальном склоне обнажаются коренные породы, происходит гальмиролиз, или подводное выветривание, в результате которого образуются подводные осыпи и оползни, состоящие из обломков местного, океанического источника. Такие образования получили название эдафогенных. В процессе подводного выветривания наблюдается не только дезинтеграция обнажающихся на склоне пород, но и их хлоритизация. Многие обломки вскоре утрачивают свою индивидуальность, становится трудно определять первоначальный их состав.

Обилие рыхлых слабо связанных илов и осыпей порождает неста-

бильность на континентальном склоне. Любой внешний импульс, например, землетрясение или воздействие волны-цунами, вызывает течение и соскальзыванние илов, образование подводных лавин и мощных оползней. Иногда для этого не требуется и внешнего импульса. Спусковым механизмом может служить разрушение газогидратного слоя, который прослеживается на определенной глубине от поверхности (8-20 м) на большинстве склонов и их подножиях. Региональные же события (крупные землетрясения) приводят в движение огромные массы осадков. Проведенные в последнее время детальные сейсмоа- кустические и геологические исследования на континентальных склонах, обрамляющих Атлантический океан, выявили широкое распространение оползней и других перемещенных масс осадков. Некоторые оползни характеризуются настолько большой протяженностью и объемом, что их стали называть оползневыми фронтами. Один из таких фронтов на юго-западном участке склона Норвегии прослеживается геофизическими средствами на расстоянии до 800 км. Мощность затронутых перемещением осадков в его центральной части составляет 860 м, а сам он занимает обширный участок склона в диапазоне глубин 2-3 км. В том же районе обнаружены еще два более мелких оползневых фронта, включающих не только современные и плейстоценовые осадки, но также отложения плиоценового, миоценового и, вероятно, олигоценового возраста. Эти фронты образовались несколько тысяч или несколько десятков тысяч лет назад.

Крупные подводные оползни установлены на атлантическом склоне США, к северу от плато Блейк, склонах Северо-Западной и Юго-Западной Африки. Много их и на черноморском склоне Кавказа. На сейсмоакустических разрезах здесь выделяются крупные блоки пород и осадков высотой до 400 м, съехавших вниз по склону по пологой поверхности сместителя и почти не утративших исходной структуры: стратификация нарушена только в самом основании блока. Такие оползни в англоязычной литературе получили название слайд (slide)- Но на тех же профилях можно видеть беспорядочные массы осадков с нарушенной, хаотичной внутренней структурой. Подобные оползни называются сламп (slump). Их больше всего в подводных каньонах. Здесь они образуются в результате соскальзывания рыхлых осадков с бортов каньона на его днище.

Колонки осадков, взятых на участках между каньонами, нередко сложены множеством языков оползших осадков. Видны четкие границы раздела между ними. Внутри же каждого оползневого горизонта, сложенного на кавказском склоне глинистыми полосчатыми илами, наблюдается наклоненная, смятая и перевернутая слоистость, свидетельствующая о перемещенной природе осадков. Оползни, зарождающиеся в верхней половине континентального склона, останавливаются на выположенных его участках, на глубине от 800 до 1500 м и более.

Рис. 16. Строение осадочной толщи и осадки четвертичного возраста в нижней части континентального склона Италии (Генуэзский залив).

Ил: 1 — глинистый, 2 - карбонатно-глинистый, 3 - с обломками ракушки; 4 — пески; 5 — древние глины; 6 — глинисто-алевролитовые осадки

Рис. 17. Строение осадочной толщи на атлантической окраине США в районе банки Джорд- жес-Банк (по сейсмическим данным)

Особенно их много на континентальных окраинах, испытавших тектоническую активизацию, либо вообще развивающихся в условиях активного тектонического режима (рис. 16).

Континентальные подножия и глубоководные желоба. На пассивных окраинах материков континентальные склоны в диапазоне глубин 2500-4500 м переходят в относительно пологое подножие с уклонами дна 0,1-0,3* (рис. 17). С геоморфологической точки зрения это обширная подводная аккумулятивная равнина, простирающаяся в 62

глубь абиссальной котловины океана на 200-400 км в зависимости от возраста и типа континентальной окраины. Она особенно широка на участках выхода к океану континентальных рифтов, к которым в течение долгого времени были приурочены устья крупных рек. Так, перед устьем р. Амазонка подножие прослеживается чуть ли не до срединно-океанического хребта.

В зонах перехода с активным тектоническим режимом континентальный склон, в состав которого входит преддуговой прогиб и аккреционный асейсмичный хребет (так называемый arc-trench gap), завершается глубоководным желобом на глубинах от 5 до 10 км. Хотя между континентальными подножиями и желобами в структурно-тектоническом плане нет ничего общего, в седиментологическом отношении они довольно близки, так как и те, и другие являются вместилищами сносимого с континентального (или островного) шельфа и склона осадочного материала. В обоих случаях преобладает гравитационный перенос осадков, на который накладывается действие придонных океанических течений. В колонках (разрезах) осадки гравитационного происхождения и здесь, и там прослоены гемипелагическими образованиями, среди которых в разрезах перед островными вулканическими дугами широко представлены туфы и туффиты.

В отличие от континентальных склонов, где гравитационные осадки представлены в основном оползнями и осыпями, на подножиях и в желобах развиты преимущественно отложения подводных лавин, в том числе потоков обломочного материала, кластических потоков и мутьевых течений. Последним принадлежит особенно важная роль. Нередко именно оползни, зародившиеся на склоне, дают начало или трансформируются в подводный сель или мутьевое течение. И те, и другие перемещаются обычно по уже существующим ложбинам и каньонам, но могут прорывать новые. Некоторые кластические потоки перемещаются в виде ’’ковра частиц” над поверхностью дна. В любом случае это движение, как правило, сопровождается его эрозией, за счет которой мобилизуется дополнительное количество осадочного материала. Впрочем, потоки обломков захватывают относительно узкую зону (несколько километров), хотя их языки способны проникнуть на большие глубины. Так, на атлантической окраине США закартированы ’’языки” обломочных потоков, остановившиеся на глубине 5400 м. Это медленно движущиеся высокосуспензионные потоки, оставляющие на дне вязкую глинистую массу осадков со взвешенными в глине разнокалиберными обломками коренных пород, галек и раковин. Потоки обломочного материала зарождаются не часто, в основном перед фронтом крупного оползня или на бортах подводных каньонов. Отложения обломочных потоков описаны в древних, погребенных конусах выноса, главным образом в проксимальной их части. Они не захватывают большой площади. Другое дело - мутьевые или

турбидитные течения, представляющие собой настоящие подводные лавины.

В мутьевой лавине различается головная и хвостовая части. ’’Голова” потока имеет форму, близкую к шару, который образует облако взвешенной в воде мути плотностью около 1,8-2 г/см. В высоту облако превышает несколько десятков метров. Несясь вниз по каньону со скоростью несколько десятков километров в час, оно разрастается, вбирая в себя осадочные частицы, взмученные со дна и бортов промоины. Плотность взвеси увеличивается. За головой потока тянется ’’хвост”, вероятно, вмещающий кроме взвеси влекомый по дну или сальтирующий материал. Когда мутьевой поток достигает подножия, где уклоны дна резко уменьшаются, он начинает терять скорость. Благодаря этому, на дно оседают частицы наиболее крупных размеров. Наконец, проникнув на большое расстояние в глубь абиссальной равнины, поток теряет силу и трансформируется в огромное облако, как бы повисшее над дном на высоте до нескольких сотен метров. Из него выпадают последовательно частицы все более мелких размеров. В результате образуется слой осадка, характеризующийся так называемой градационной слоистостью: снизу вверх в нем отчетливо видно уменьшение крупности зерен. Обычно это песок или алеврит различного состава: терригенного, карбонатного, кремнистого или смешанного.

Мутьевой поток надолго нарушает хрупкое равновесие, существующее на дне. В результате зарождаются многочисленные вторичные потоки местного значения. Отложенные ими осадки представляют собой тонкое переслаивание алевритовых и песчано-алевритовых илов. Выше на них ложатся более массивные алеврито-глинистые илы, в которых может наблюдаться перекрестная, косая и бугристая слойчатость, свидетельствующая об определенной ажиотации водной среды вблизи дна и связанные с нею образования знаков ряби и других мелких аккумулятивных форм. "

Через некоторое время наступает успокоение, нарушенное равновесие восстанавливается. Однако из повисшего над дном облака мути еще долгое время происходит осаждение тончайшей глинистой либо карбонатно-глинистой взвеси. Этому интервалу времени в осадочном разрезе отвечает довольно мощный прослой однородной слабополосчатой глины, цвет которой меняется в зависимости от концентрации органического вещества и соотношения форм железа (II) и (III). Наконец, после того как осела вся принесенная мутьевым потоком тонкая взвесь, на дне аккумулируется материал чисто бассейнового, гемипе- лагического происхождения. Это может быть снова глинистый ил, имеющий окраску, отличную от нижележащего, либо органогенные частички (кокколиты, фораминиферы, диатомеи и др.). Они образуют обычно тончайший слоек, венчающий полный циклит, формирование

которого связано со сходом подводной мутьевой лавины. Чередование слоев в таком циклите впервые было описано А. Боума в 1967 г. и носит его имя (цикл Боума). Такая последовательность является полным циклитом турбидита. Количество циклитов в разрезе свидетельствует о числе подводных лавин, сошедших за определенный период времени с континентального склона и отложивших вынесенный ими материал у подножия или в глубоководном желобе. Толща древних отложений, состоящих из многочисленных турбидитовых циклитов, была известна задолго до открытия Ф. Кюненом самих турбидитов и механизма их образования. Со времен Зюсса они носят название флиша. Однако лишь в 50-е годы, т.е. относительно недавно, была раскрыта их истинная природа.

Большинство мутьевых потоков жестко "привязано” к рельефу. Зарождаясь в вершинах или на склонах подводных каньонов они, вынося на подножие огромное количество осадочного материала, сами создают его морфоструктуру. В районах частого схода подводных лавин, т. е. прежде всего на продолжении устьев крупных рек, возникают мощные аккумулятивные сооружения, называемые подводными конусами выноса, или глубоководными фэнами (deep-sea fan). Эти последние как бы прислонены к континентальному склону, а иногда, как в конусах Нигера или Нила, по существу сливаются с ним (рис. 18). На продолжении основного каньона находится мощное насыпное сооружение с центральной конусной долиной V-образной или воронкообразной формы, шириной от нескольких сотен метров до 5-7 км с достаточно крутыми бортами (рис. 19). Глубина ее в зависимости от размеров самого конуса может колебаться от нескольких десятков до нескольких сот метров. Как правило, эта долина окружена разновысотными насыпными валами (либо одним валом, как в подводном конусе Нила).

На определенном расстоянии от континентального склона центральная долина начинает меандрировать либо распадаться на ряд более мелких подводных русел, самостоятельно пробивающих себе путь на абиссальную равнину среди наносов, отложенных ранее. Активные русла обычно обвалованы, хотя высота боковых хребтиков или гребней по мере удаления от салона заметно снижается, а сами они все менее отчетливо выражены в рельефе. Глубина периферийных русел также снижается до 20-50 м при ширине 100-250 м. При выходе на абиссаль они распадаются на мелкие протоки, едва выраженные в рельефе дна, зато частой сетью покрывающие всю равнину. Описанные выше части подводного конуса выноса получили название верхнего, среднего и нижнего фэнов.

Каждой из этих частей конуса соответствует определенный набор осадков различного типа. В вершине центральной конусной долины встречаются отложения потоков обломочного материала, а также

3 - Ю. Бурлим и др. 65

Рис. 18. Сейсмоакустический разрез через глубоководный конус выноса р. АмазонкаРис. 18. Сейсмоакустический разрез через глубоководный конус выноса р. АмазонкаРис. 19. Строение глубоководного конуса выноса р. Амазонка.

Рис. 18. Сейсмоакустический разрез через глубоководный конус выноса р. Амазонка

Рис. 18. Сейсмоакустический разрез через глубоководный конус выноса р. Амазонка

1 — оползни; 2 - обломочные потоки; 3 — граница частей конуса выноса; 4 — изобата, м; 5 - бровка шельфа; 6 — подводные русла; 7 — борт каньона

глинистые осадки с редкими прослоями песков. В ее прибортовых частях много оползневых наносов. Активно действующая долина преимущественно подвергается эрозии мутьевыми потоками, как бы промывается ими. Аккумуляция материала происходит главным образом на валах, где откладываются серии турбидитов (в активные фазы развития конуса), либо гемипелагические отложения (в пассивные фазы).

В долинах среднего фэна встречаются единичные горизонты турбидитов с хорошо выраженными нижними подразделениями циклитов. Последние, в отличие от турбидитов на валах верхнего 66

конуса, имеют большую мощность и ясно выраженную градационную слоистость, хотя верхний прослой здесь часто отсутствует. Он не выражен, либо срезан последующим потоком. Наконец, в нижней части конуса выноса распространены так называемые дистальные турбидиты. В их подошве залегает слабо выраженный кластический прослой: песок, либо алеврит терригенного состава. Зато выше проявлены почти все слойки, отвечающие полной последовательности А. Боума, в том числе и самый верхний, сложенный форменными остатками планктонных организмов. Впрочем, в разных конусах выноса распределение осадков весьма специфично и не соответствует какой-либо одной ’’жесткой” схеме.

Развитие подводных конусов выноса напрямую связано с уровнем вод Мирового океана. В эпохи его понижения большая часть шельфа осушается и дельты рек придвигаются близко к его перегибу в континентальный склон. Основная масса выносимого рекой материала уже не оседает в дельте и авандельте, а через подводные каньоны сбрасывается на подножие, где в результате частого схода подводных лавин быстро разрастается тело глубоководного фэна с многочисленными руслами и валами. Когда же уровень океанских вод начинает подниматься, питание конуса терригенным материалом все более оскудевает. Подводные лавины перестают промывать центральную и периферийные долины. Они заваливаются осадками, сползающими с бортов. Сам же конус покрывается плащом гемипелагических отложений.

В плейстоцене фазам максимального оледенения отвечали активные стадии развития глубоководных фэнов, так как уровень океанских вод снижался на 70-100 м. В межледниковые периоды, в климатическом отношении близкие к современной эпохе, конусы не росли и заваливались гемипелагическими осадками.

Более того, от эпохи к эпохе река меняла направление основного сброса вод: развивалась то одна, то другая лопасти ее дельты. На продолжении каждой из них находился подводный каньон, становившийся на время основным. Следствием этого явилось сложное строение глубоководного фэна, представляющего собой, в сущности, несколько слившихся или наложенных один на другой конусов выноса разного возраста.

В эпохи высокого стояния океанских вод, когда снижается активность мутьевых и других гравитационных потоков (по крайней мере на пассивных окраинах материков), в пределах континентального подножия активизируются придонные течения и среди них мощные, имеющие глобальное значение контурные геострофические течения. Эти последние зарождаются в высоких широтах вследствие опускания на дно тяжелых холодных поверхностных вод. Они перемещаются в направлении экватора вдоль контуров материков, почему и получили название контурных, двигаясь над нижней половиной континенталь-

ного склона и подножием. Течение распадается на струи с различной скоростью, меандрирующие в пространстве. Самые сильные имеют скорости в пределах 20-40 см/с. Этого достаточно для того, чтобы перемещать частицы осадка алевритовой и даже песчаной размерностей, не говоря уже о пелите. Транспортировка частиц осуществляется как в виде взвеси, так и в форме влекомых наносов. Последние преобладают. Они выстраиваются в систему подводных дюн, мигрирующей в направлении действия придонных струй. Собственно контурные течения и были открыты после того, как на фотографиях дна обнаружились знаки ряби и мегарябь, свидетельствовавшие об активном гидродинамическом режиме, в краевых частях абиссальных котловин.

Наиболее мощными и хорошо изученными в настоящее время являются антарктические и арктическое придонные контурные течения, действующие в западной половине Атлантики над подножием материков Америки. Пересекая экватор, они встречаются в районе Бразильской котловины, причем более холодные и плотные воды антарктического течения текут под водами арктического геострофического потока. Действие этих геострофических течений имеет важные последствия. Они не только перемещают осадочный материал на тысячи километров, но и намывают огромные по протяженности и высоте аккумулятивные сооружения, известные как внешний вал Блейк, или хребты, например Гардар, Лабрадорский и др. Протяженность Лабрадорского аккумулятивного сооружения превышает 600 км. Он возвышается над окружающим дном на 800-900 м, а мощность слагающих его осадков оценивается в 1,5-1,6 км. Еще более величественным сооружением являются хребты Блейк-Багамский и Гардар. Осадки здесь представлены терригенно-карбонатными пелитово-алевритовыми илами, как правило, плохо отсортированными, неяснослоистыми, содержащими многочисленный раковинный детрит. Они несут следы активных биотурбаций.

Двигаясь над подводными конусами выноса, контурные течения перемывают слагающий их материал, засыпают нижние части конусов подводными дюнами, оказывают глубокое эродирующее действие на дно. С ними связаны многие перерывы в накоплении осадков, фиксирующиеся в разрезах глубоководных областей Мирового океана. Контурные течения известны не только в Атлантике. В Индийском океане хорошо изучено течение Агульяс, действующее у Юго-Восточной окраины Африки, в Тихом океане - течение, действующее в районе Северо-Восточной абиссальной котловины.

Таковы вкратце условия осадконакопления в различных зонах современных континентальных окраин, где в настоящее время происходят активные поиски месторождений углеводородного сырья, приносящие все больше открытий.

Контрольные вопросы

Как происходит мобилизация и перенос осадочного вещества в различных климатических зонах?

Что является основными путями переноса материала в водных и воздушных бассейнах?

Каковы системы течений в морях и океанах?

Какие существуют способы и формы переноса вещества?

В чем заключаются особенности осадкообразования в области приморских равнин?

Как происходит перенос и осаждение вещества в дельтах рек?

Каковы основные типы осадков шельфов?

В чем заключаются особенности осадкообразования на континентальных и островных подводных склонах?

Каковы особенности формирования осадков в областях апвеллинга?

Признаки осадков подводных конусов выноса?

Какие типы осадков накапливаются на континентальных подножиях и в глубоководных желобах?

Глава 4. ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ОСАДКОВ И ПОГОД

§ 1. ДИАГЕНЕЗ

Казалось бы ничего общего не может быть между рыхлыми текучими илами, накапливающимися на дне водоема, и крепкими породами, слагающими береговые уступы или горные хребты. Сравнительное изучение структурных и текстурных характеристик тех и других образований показывает, что между ними нередко имеются не только определенные черты сходства, но и прямого родства. Это и естественно. Ведь осадок и порода - суть разные состояния минерального вещества, слагающего осадочную оболочку нашей планеты. Осадок с этой точки зрения соответствует младенческому возрасту, порода - зрелой стадии существования осадочных образований, наконец, метаморфизованная порода - их старости.

Промежуточные состояния, характеризующие этапы превращения осадков в породы, называются диагенезом. С последним поначалу связывали лишь процессы уплотнения и обезвоживания рыхлых наносов, приводящие к окаменению в процессе их погружения в недра под влиянием возросших геостатических нагрузок. Вскоре, однако, выяснилось, что дело гораздо сложнее. Изменение чисто физических параметров; плотности, влагонасыщенности, связности осадков сопровождается химическими и минеральными трансформациями, перераспределением вещества, наконец, новообразованиями, иногда происходящими в широких масштабах. Только что возникший осадок сложен разнородным материалом. В нем могут находиться обломочные зерна

Рис. 20. Изменение плотности (а) и пористости (б) различных типов глубоководных осадков при погружении под слой более молодых отложений (по А. И. Конюхову и др.)

1 — 4 кремнистые и глинисто-кремнистые осадки; 5, 6 — глинистые и алеврито-глинистые илы; 7, 8 — фораминиферо-кокколитофоридовые илы; 9 — турбидитные осадки

самых разнообразных пород, обломки раковин, гелевые сгустки и вещества, выпавшие из ионных растворов. Многие из веществ, выпавшие в осадок, являются реакционноспособными; они принадлежали к разным физико-химическим системам и, попав в один слой осадков, оказались противоречивыми и резко неуравновешенными. Разнообразные физико-химические процессы, происходящие в осадке, постепенно приводят к уравновешиванию системы и превращают осадок в породу. По определению Н. М. Страхова, "...стадия физико-химического уравновешивания первичных компонентов осадка в термодинамических условиях поверхности земли и есть то, что издавна называется стадией диагенеза”. Диагенез осадков разного состава протекает по-разному. Более того, осадки близкого состава, накопившиеся в разных обстановках могут претерпевать совершенно различные трансформации, а сам процесс их превращения в породу может затягиваться или ускоряться.

Уплотнение осадков. Диагенез это прежде всего уплотнение и обезвоживание осадков под возрастающей нагрузкой отложений более молодого возраста. В зависимости от структуры и состава уплотнение тех или иных образований имеет свои особенности (рис. 20). Быстрее всего оно достигается в вулканогенных и карбонатных кластических осадках, несколько продолжительнее этот процесс в песках и алевритах терригенного состава и кремнистых осадках биогенного происхождения, с наибольшей длительностью продолжается уплотнение глинисто

тых осадков, которые изначально характеризуются очень высокой пористостью (до 55-60%) и влагонасыщенностью (70-80%). Уплотнение глинистых осадков в целом описывается экспонентой: на ранних стадиях погружения происходит резкое уменьшение пористости и влагонасыщенности, затем наблюдается постепенное снижение темпа уплотнения. Подобная закономерность, выделенная на основе наблюдений в различных регионах, не учитывает процессов, протекающих в конкретной глинистой породе. На самом деле механизм уплотнения глин на стадии ката- и метагенеза оказался гораздо более сложным, чем представлялось ранее. Следует отметить явление, получившее название "парадокса глубоководного диагенеза”, на который обратили внимание А. И. Конюхов и Б. А. Соколов.

В самом деле, с учетом огромного давления столба воды, действующего на дно в абиссальных котловинах океана, можно было ожидать быстрого окаменения осадков, в том числе и тонкозернистых. На деле, однако, наблюдается обратное: осадки, которые в бассейнах на континентах или в их краевой части при погружении на глубину 500-800 м в недра по существу уже превращаются в породу, в абиссальных котловинах и на континентальном подножии продолжают оставаться слабо уплотненными даже в тех случаях, когда они перекрыты толщей более молодых образований мощностью до 1000 м и более. Об этом эффекте стало возможным судить лишь после того, как бур ’Тломара Челленджера” проник в соответствующие глубины. Явление затягивания диагенеза проявляется главным образом в тонкозернистых и особенно глинистых осадках. Так, глинистые отложения, вскрытые на континентальном подножии США в Северо-Американской котловине (глубина воды 2800 м), несмотря на довольно солидный (15-20 млн. лет) возраст, в интервале 600-800 м от поверхности дна характеризовались плотностью 1,7 г/см А Их пористость колебалась от 40 до 50%, т. е. по физическим параметрам их еще нельзя было назвать породой. Таким образом, ни огромный промежуток времени, прошедшего с момента их формирования, ни огромные давления, создаваемые вышележащими осадками и многокилометровой массой воды, оказались недостаточными для окаменения глинистых осадков. Парадокс глубоководного диагенеза обусловлен многими факторами, среди которых можно назвать так называемый взвешивающий эффект, отсутствие условий для отжимания поровой воды и ДР- В обычных ситуациях отжимаемая влага уходит по зернистым прослоям, играющим роль коллекторов, разгружаясь на континентальных склонах или через зоны разгрузки в областях, обрамляющих седиментационный бассейн на суше.

В глинистых осадках по мере удаления седиментационной воды и сокращения порового пространства происходит упорядочение их структур, которое заключается в появлении определенной ориенти-

ровки агрегатов глинистых частиц и отдельных их чешуек. Благодаря призматической и чешуйчатой форме частицы укладываются одна на другую параллельно напластованию, постепенно достигая состояния наиболее компактной упаковки. Впрочем, в диагенезе лишь складывается общая структура породы. Глину уже нельзя мять руками, но она еще размокает в воде. Фиксируются и некоторые минеральные трансформации в структуре глинистых минералов, о чем будет сказано ниже (см. гл. 7).

Кластические осадки обычно уплотняются быстрее других. Слагающие их зерна соприкасаются друг с другом, создавая основу породы с компактной упаковкой несущих нагрузку зерен. Более тонкий материал смещается в поры или образует базальный цемент, если он преобладает над основной массой кластических зерен. Как только создается каркас будущей породы, он начинает воспринимать не только геостатическую нагрузку, но, по-видимому, и давление вышележащей толщи воды. Поэтому дальнейшее уплотнение происходит еще быстрее. Уже на глубине нескольких метров от поверхности раздела вода-осадок многие пески, особенно разделенные горизонтами еще мягкой пластичной глины, выглядят почти обезвоженными и характеризуются значительной плотностью. Ударная трубка обычно застревает в таких горизонтах, не пробивая их. Более того, так как в уплотненных песках организована уже структура порового пространства, они становятся теми горизонтами, по которым происходит разгрузка седиментационных вод, отжимающихся из еще слабо уплотненных глин.

Диагенетическое минералообразование. Вместе с водой в эти горизонты-коллекторы попадают и многие растворенные соединения. Граница раздела между глинистым осадком и уплотненным песком обычно становится геохимическим барьером. Действительно, в глинах, где много органического вещества, чаще всего господствуют восстановительные или слабовосстановительные условия, тогда как в песках, относительно хорошо промытых, среда дольше сохраняется окислительной. Вследствие этого на возникающем геохимическом барьере начинают осаждаться различные соединения, малоподвижные в окислительных или слабовосстановительных условиях. Это различные формы железа, отчасти карбонаты и слоистые силикаты, а впоследствии и кремнезем. Начинается диагенетическя цементация песков, прежде всего в приграничных с глинами или другими тонкими осадками частях пласта. В течение определенного времени происходит формирование цемента, которым и завершается превращение кластического осадка в породу. Новым порциям отжимаемой из глин и других тонких осадков воде уже труднее проникнуть в центральную часть коллекторского пласта, по которому продолжается ее разгрузка. Эта вода выносит уже меньше минеральных солей.

На геохимическом барьере, возникающем в приконтактной зоне между горизонтами глин и песков, а также и внутри слоев может начаться формирование конкреций. Сначала возникают небольшие ядра, вокруг которых продолжают садиться приносимые седиментационными водами расворенные соли (как правило, одного и того же состава). Чаще всего это карбонаты: кальцит, доломит и сидерит. Но широко распространены также конкреции кремнистого и железистого состава. •

По мере разрастания конкреции происходит частичное замещение минерального вещества, слагающего вмещающий осадок. Конкреция - очень плотное, твердое образование, в котором выделяются ядро (иногда в качестве него выступают осадки организмов) и неясновыра- женные оболочки. Если рост конкреций прерывается, а затем возобновляется, на срезе через нее выделяется несколько слоев-оболочек, которые иногда расслаиваются при выведении пород на земную поверхность. Различаются диа- и катагенетические конкреции. Рост диагенетических происходит среди еще недоуплотненных осадков. Разрастаясь, конкреция как бы раздвигает их, освобождая себе место, поэтому над и под нею можно наблюдать изгибание вмещающих пластов, границы которых становятся выпуклыми. Процессы конкре- циеобразования связаны преимущественно с поздним диагенезом и редко наблюдаются под границей раздела вода-осадок. На самой этой границе, особенно в условиях глубоководных котловин, весьма активно развиваются железомарганцевые конкреции, которыми буквально устланы значительные по площади участки дна в Тихом и Индийском океанах, там где скорости осадконакопления на протяжении целых геологических эпох и даже периодов остаются низкими. Скорости роста самих железо-марганцевых конкреций сильно варьируют (от 1-2 мм/тыс. лет до 3 мм/млн. лет). Как правило, однако, они очень низки. Парадоксом, пока не разрешенным наукой, является тот факт, что скорости аккумуляции осадков, на которых развиваются эти конкреции, выше темпов их роста. Казалось бы, они довольно быстро должны быть засыпаны осадком. Но на самом деле этого не происходит (вернее, случается не очень часто).

Трансформации, происходящие на поверхности осадка или вблизи от него, получили название раннедиагенетических. К ним относятся главным образом новообразования минералов, таких как глауконит, бертьерин (каолин-шамозит), различного рода оолитовые зерна, а также выделения арагонита и цеолитов. Здесь же отметим важнейшее условие их возникновения. Это низкие скорости накопления осадков и отсутствие активных движений воды в придонной зоне, хотя для формирования некоторых микростяжений, например, оолитовых зерен, необходимы, по-видимому, слабые колебания придонной водной массы, способствующие легкому взмучиванию донного ила и

Рис. 21. Кристаллы арагонита:

с — во внутренних полостях литификатов, образующих прослои в осадках глубоководных впадин Красного моря (РЭМ, увел. 820); б — в составе корок, развитых на континентальном склоне в центральном секторе Красного моря (РЭМ, увел. 2200)

перекатыванию оолитовых зерен. Те же условия необходимы и для формирования микростяжений бертьерина, которые встречаются обычно в прибрежной части шельфа тропических стран на глубинах до 60-70 м. Оолитовые осадки еще более мелководные. Современное оолитообразование наблюдается в затишных участках лагун, в пределах сублиторали, где действуют в основном приливно-отливные течения и небольшие волны. Так, оолитовый песок описан в лагуне о. Андрос (Багамские о-ва), на мелководье Средиземного моря у Северной Африки.

Арагонитовые стяжения, обычно характеризующиеся игольчатым габитусом, приурочены к застойным зонам водоемов с повышенным содержанием карбонатов в странах с аридным климатом. Они, в частности, покрывают уступы континентальных склонов и выходы базальтов на дне Красного моря, где происходит активный спрединг океанической коры (рис. 21).

Диагенез в окислительных условиях происходит иначе, чем в восстановительных. При этом характер среды часто определяется количеством органического вещества (ОВ). Обычно в осадках выделяют две зоны: окислительную вверху (значения окислительно-восстановительного потенциала Eh от 0 до +300 мВ) и восстановительную внизу (Eh от 0 до -500 мВ). В малых водоемах в песках окислительная зона шире,в глинистых илах - сужается. В океанах, в связи со снижением содержания ОВ в эвпелагических областях, толщина окислительной зоны значительно увеличивается. При большом количестве ОВ, поступающего в осадок, восстановительные условия создаются не только в 74

самом осадке, но и в окружающей среде, в том числе в придонном слое воды.

В тех случаях, когда в осадке свободно циркулирует вода, много кислорода, преобладающими являются реакции окисления. ’’Сгорает” органическое вещество, окисляются соединения, содержащие железо, серу, из последних сера выносится в виде сульфатных ионов в растворах. Железо сохраняется в осадке в виде оксидов, эти соединения придают породам, прежде всего континентального происхождения, красно-бурый цвет. В глинистых осадках, где циркуляция затруднена, особенно в субаквальных условиях, в присутствии ОВ вследствие дефицита кислорода преобладают реакции восстановления. Цвет таких осадков обычно сизо-бурый, синеватый. Имеющийся кислород, в том числе из состава кислородсодержащих соединений, расходуется разными путями. Прежде всего он нужен аэробным микробам, живущим в верхних горизонтах осадка в огромном количестве.

Подсчитано,что в песках на 1 г может приходиться до 22 тыс. микробов, в алевритах - до 78 тыс., в глинистых илах - 370 тыс., т. е., чем осадок более тонкозернистый, тем бактериальная населенность больше. Присутствие аэробных бактерий знаменует первый аэробный этап, или фазу диагенеза. Один из самых ранних диагенетических процессов - усвоение организмами всего свободного кислорода. Когда он весь расходуется, наступает второй анаэробный этап, или фаза диагенеза. Здесь уже другие, анаэробные бактерии, добывают кислород из оксигидратов железа, марганца, других металлов, а также сульфатов. Среди анаэробов большей частью преобладают сульфатре- дуцирующие бактерии, использующие кислород из сульфат-ионов и переводящие серу из шестивалентной положительной формы в отрицательную двухвалентную. Окислительная среда сменяется восстановительной, величина окислительно-восстановительного потенциала понижается, pH после некоторого понижения снова возрастает.

Твердые фазы, различные минералы осадка (СаСОз, SiO2, MgCO3, 8гСОз и др.) постепенно растворяются в иловых водах. Катионы глинистых минералов обмениваются с катионами иловых растворов. Вода обогащается многими элементами. Разлагается и ОВ, давая при этом газы (углекислоту, сероводород, водород, азот, аммиак, метан и др.), водорастворимые продукты и некоторые сложные соединения, которые остаются в виде твердых компонентов. В результате всех этих процессов в водах исчезает свободный кислород, резко снижается содержание сульфатов, они обогащаются двухвалентным железом и марганцем, кремнеземом, фосфатами, органическими веществами и газами. Щелочность становится высокой, значение И1 уменьшается до -300 мВ и ниже, величина pH колеблется от 6,8 до 8,5.

На определенном этапе начинается обмен веществами между иловой и придонной водой, в том числе путем диффузии через вышеза-

легающую пленку осадка, которая их разделяет. Сульфат-ионы, кальций и магний диффундируют в иловый раствор. Газы, другие вещества, достигшие в осадке повышенных концентраций, испытывают тенденцию перемещения вверх в придонную воду. На путях всех этих перемещений в отдельных пунктах осадка создаются возможности возникновения диагенетических аутигенных минералов, таких как сидерит, родохрозит, сульфиды железа, лептохлориты и др. Колебания величин Eh, pH, концентраций ионов в различных участках осадка приводят к перераспределению этих вновь возникающих минералов. Образующиеся сгустки представляют собой первоначально коллоидное вещество. В процессе уплотнения коллоиды стареют, обезвоживаются, твердеют и при сокращении объема растрескиваются. Эти трещины синерезиса в дальнейшем могут выполняться различными минералами.

Геохимические фации. На основании исследования диагенетических минералов создано учение о геохимических фациях и о минералах-индикаторах среды диагенеза (Л. В. Пустовалов, Г. И. Теодорович, Г. И. Бушинский).

Л. В. Пустовалов выделял современные и ископаемые геохимические фации. Современной геохимической фацией он называл ’’...часть земной поверхности, которая на всем своем протяжении обладает одинаковыми физико-химическими и геохимическими условиями накопления и формирования осадочных горных пород. Под ископаемыми геохимическими фациями следует разуметь пласт или свиту пластов, которые на всем своем протяжении обладают одинаковой изначальной геохимической характеристикой, возникшей в результате условий образования осадочной породы и проявившейся прежде всего в повсеместном нахождении одного и того же комплекса сингенетичных выделений, которые образуют между собой закономерные ассоциации”.

Учение о геохимических фациях было конкретизировано в нефтяной литологии Г. И. Теодоровичем. По железистым аутигенным минералам и по положению окислительно-восстановительного раздела выделены шесть геохимических фаций.

Сульфидная (сероводородная, или сильно восстановительная) фация. К ней относятся отложения, в которых железистые минералы периода диагенеза представлены пиритом или марказитом, иногда халькопиритом. Осадки лишены донной фауны, но богаты органическим веществом. Главнейший реагент - сероводород, среда резко анаэробная, окислительно-восстановительная граница проходит высоко над осадком. Примером могут служить современные осадки Черного моря.

Сульфидно-сидеритовая и сульфидно-шамозитовая (восстановительные) фации. Для этой фации характерны пирит-марказит, сидерит

или шамозит. Положение окислительно-восстановительного раздела находится несколько выше поверхности осадка, сероводородное заражение в илу наступает постепенно. Обычно донная фауна отсутствует, иногда наблюдается угнетенный бентос. Типичными представителями этого типа фаций служат доманиковые отложения на востоке Русской платформы и кумекая свита Западного Кавказа.

Сидеритовая и шамозитовая (бертвериновая) слабовосстановительные фации. В верхней пленке осадка присутствуют сидерит или шамозит. Ниже все железистые минералы представлены пиритом. Окислительно-восстановительный раздел здесь совпадает с поверхностью осадка. Часто содержится угнетенный бентос, иногда фауна отсутствует. К подобного типа осадкам относятся фазеолиновые илы Черного моря и майкопские отложения Западного Кавказа.

Лептохлоритовая и сидерит-гематитовая (нейтральные) фации. К ним относятся отложения, содержащие значительное количество оксидных лептохлоритов, нередко с донной фауной. Окислительновосстановительный раздел находится постоянно немного ниже поверхности осадка. Например,гемипелагическая синяя глина, мидиевые илы Черного моря.

Глауконитовая (слабоокислительная) фация. К ней относятся отложения, содержащие диагенетический глауконит или оксидный лептохлорит с глауконитом. Эти отложения часто включают значительное количество оксидов и гидроксидов железа. Окислительно-восстановительная граница постоянно проходит близ поверхности осадка на разной глубине. К образованиям этой фации относятся многие нормально морские песчаные и известковистые осадки.

Фация оксидов и гидроксидов железа, или окислительная. К ней относятся отложения, содержащие оксиды или гидроксиды железа, часто с донной фауной; органическое вещество отсутствует. Соединения характеризуются наивысшими степенями валентности, возможными в иловых условиях. Окислительно-восстановительная граница проходит глубоко в осадке. Например,керченские железные руды.

По профилю pH выделяются следующие геохимические фации:

Резкощелочная, рН>9, по минералам-индикаторам магнезиту MgCO3 и доломиту CaMg(CO3)2. Развита эта фация ограниченно в содовых озерах.

Щелочная, рН=8-7,8, характерна для больших площадей дна морей и океанов. При этих значениях pH устойчив СаСОз и характерны известняки и мергели с донной или планктонной фауной, а также известковые песчаники, алевролиты и глины с рассеянным микрозер- нистым кальцитом.

Слабощелочная, рН=8- 7,3 характеризуется накоплением фосфата кальция, СаСОз неустойчив.

Нейтральная, рН=7,2-6,6, СаСО3 отсутствует, накапливаются сидерит, силициты. 77

Слабокислая, рН=6,6-5,5, наблюдается исключительно в озерных и речных осадках. В этих условиях в песках и алевритах образует/ ся кремнистый цемент и цемент из гидроксидов железа, железо-марганцевые гидроксидные конкреции, галлуазитовые глины.

Кислая, рН=5,5-2,1, распространена в болотах. Характерно образование каолинитовых глин, сульфидов меди. ■

Сочетание параметров pH и Eh осадка вызывает большое разнообразие геохимических фаций. Например, в угленосной толще Донбасса для почвы угольных пластов, возникшей в кислых условиях болот, был установлен каолинит (что обусловлено низким pH), а из аутигенных железистых минералов - пирит и сидерит, что свидетельствует о резко восстановительных условиях в осадке, чрезвычайно богатом органическим веществом. Отложения, прошедшие стадию диагенеза, с точки зрения физико-механических свойств мало отличаются от осадков; обломочные разности рыхлые и уплотнены местами; глинистые илы потеряли текучесть и всю свободную воду, но еще пластичны, окаменение их спорадическое; карбонатные и кремнистые отложения, руды АЬ Fe, Мп, а также фосфаты окаменели. По физико-химическим свойствам возникшие осадочные породы радикально отличаются от осадков: неуравновешенная система уравновешена, что выражается в присутствии многочисленных диагенетических минералов и конкреций.

§ 2. КАТАГЕНЕЗ

Катагенез - это совокупность процессов постдиагенетических преобразований пород при их погружении под более молодые отложения в условиях повышенных температур и давлений. Когда сформированная в диагенезе осадочная порода попадает на глубины несколько сотен метров и глубже, в ней возникают и постепенно нарастают противоречия между вещественным составом и все более резко изменяющимися термодинамическими условиями. Эти процессы являются более поздними по отношению к диагенетическим и многими исследователями называются эпигенетическими. Однако эпигенетическими могут быть и регрессивные процессы, приводящие к разрушению породы. Учитывая такую неопределенность толкования термина ’’эпигенез”, Н. Б. Вассоевич предложил в 50-х годах XX в. постдиагенетические преобразования при погружении осадочных отложений до их превращения в метаморфические породы называть катагенезом. Приставка ’’ката” греческого происхождения, означает переход сверху вниз. Сам термин был предложен еще в 20-е годы А. Е. Ферсманом и означал приспособление минералов к новым условиям вне залегания их под поверхностью водного бассейна. Катагенез является той стадией, во время которой возникает основная масса горючих ископаемых. 78

С катагенезом во многом связано формирование свойств коллекторов нефти и газа. Термобарические условия зоны катагенеза характеризуются давлениями до 100 МПа и может быть несколько выше и температурами от первых десятков до 350°С. В связи с различной мощностью, составом пород, глубиной погружения и термодинамическим режимом условия катагенеза могут различаться на платформах, в геосинклиналях, в зонах рифтогенеза и т. д. Существенным является фактор времени. По своей продолжительности катагенез несоизмерим с диагенезом, который в геологических масштабах представляет только миг, д катагенез - вечность, он называется временем бытия природы. Безусловно, вследствие тектонических причин катагенез может быть прерва^ на любом этапе.

Процессы катагенеза в отличие от диагенеза по своей природе главны^ образом неорганические - физико-механические и физикохимические. Живые вещества, в частности бактерии, имеют локальное значение^ Роль органического вещества важна, оно изменяется одновременно с минеральными компонентами и служит индикатором преобразований осадочных толщ.

Факторы катагенеза. Процессы катагенеза обусловлены, с одной стороны, термобарическими условиями недр и временем пребывания пород в этих условиях, с другой, - особенностями состава пород и содержащихся и перемещающихся в них растворов.

Важнейшим фактором является тепловое воздействие, температура горных пород. Тепловой режим коры обусловливается происходящими в недрах Земли процессами, генерирующими тепло. Важнейшие из них - ядерные реакции и гравитационная дифференциация вещества. Предполагается, что при избирательном выплавлении в мантии образуется материал пониженной плотности, который стремится продвинуться вверх. Те структуры, к корням которых поступает относительно легкое вещество, несущее с собой дополнительные порции тепла,характеризуются более высокими значениями теплового потока. Наиболее низкие значения теплового потока отмечаются в областях древней тектонической стабилизации, а высокие значения связаны с рифтовыми зонами, с глубоководными котловинами окраинных и внутренних морей. Интенсивность теплового потока изменяется во времени в связи со сменой тектонического режима. Выход тепла, генерируемого в недрах, осуществляется двумя путями: кон- дуктивным - через теплопроводность горных пород, и конвективным - через флюиды. Повышение температуры с глубиной идет с разной скоростью, что выражается геотермическим градиентом. Среднестатическое значение градиента З’С/100 м, но в активных тектонических зонах (например, передовые хребты Кавказа в районе Грозного, некоторые районы Калифорнии) может достигать (8-12)°С/100 м. В особых условиях рифтовых зон градиент еще выше.

По величинам геотермического градиента можно судить о распределении кондуктивного теплового потока. Геотермическая обстановка обусловливается и составом пород. Выделяются более и менее тепло/ проводящие (даже теплоизолирующие) толщи. Мощные глинистые толщи плохо проводят теплоту, в них значение геотермического градиента достигает 4,7’С/ЮО м (отложения юры платформенной части Туркмении). Галогенные толщи являются хорошими проводниками теплоты и способствуют выхолаживанию недр, градиент в них составляет 0,2-1,6*С/100 м. /

Конвективный теплоперенос в значительной мере обусловлен динамикой водных масс. В артезианских бассейнах относительная доля участия подземных вод в перераспределении тепла уменьшается по мере перехода от зоны свободного в зону весьма затрудненного водообмена. В центральных погруженных частях артезианских бассейнов роль вод в переносе тепла сильно снижается, тепловри режим здесь определяется другими факторами. На территориях, т^имыкаю- щих к областям современного питания подземных вод, Происходит региональное охлаждение недр. Зоны разгрузки гидротерм/выделяются как повышенные тепловые аномалии. Повышение температуры имеет большое значение для процессов минералообразования, так как возрастает активность водных растворов, их растворяющая способность. Кварц, практически нерастворимый в воде при обычных температурах, при 300°С (и повышенном давлении) растворяется в количестве 2,45 мг/л, растворимость аморфного кремнезема еще выше - при 100°С - 380 мг/л. По правилу Освальда, повышение температуры на 10еС увеличивает скорость реакций вдвое. Возрастание температуры имеет огромное значение и для преобразования ОВ, в частности углистого. Поскольку угли фиксируют максимальную достигнутую температуру, они являются ’’максимальным геологическим термометром”. Давление, как температура, играет важную, но двоякую роль. При горно-геологических расчетах учитывают два вида давления - гидростатическое и геостатическое (литостатическое). Первое предусматривает неразрывность водной фазы в породах (’’водного столба”) и приближенно рассчитывается на основе глубины залегания. При расчете геостатического или горного давления кроме толщины слоев (глубины залегания) учитывается-и их плотность, т. е. давление массы самих пород. Чтобы перейти от гидростатического к литостатическому давлению, нужно умножить первую величину на осредненную плотность (можно делать поинтервально). В общем случае производится умножение на 2,3. Кроме вертикальной нагрузки в сложноскладчатых областях необходимо учитывать и боковое (тангенциальное) давление. Это делается по результатам сравнения конкретных петрографических особенностей и интенсивности преобразований одинаковых или близких по типу пород.

Давление флюидов в конкретном пласте называется пластовым. В водоносных пластах, сообщающихся с поверхностью, оно соответствует гидростатическому. В зонах затрудненного водообмена за счет Уплотнения (снижения пористости) и выделения флюидов, отток которых затруднен, пластовое давление превышает гидростатическое. Возникает аномально высокое пластовое давление (АВПД). Это весьма обычно для пластов, представляющих закрытые замкнутые системы в условиях отжима вод из пород (элизионный режим). АВПД может превышать гидростатическое давление в 2 раза и более. Это явление создает большие сложности при горных и буровых работах. Давление на глубине может быть также и ниже гидростатического, это может случиться при разуплотнении пород, увеличении пористости или трещиноватости.

Подзбмные пластовые воды представляют ту среду, в которой происходят все преобразования минералов и органического вещества в катагенезе. В самых общих чертах намечается следующая вертикальная зональность вод по степени минерализации и составу. Верхние 300- 700 м представляют зону интенсивной циркуляции и водообмена с поверхностными водами. Ниже, до глубин 1,5-2,5 км,находится зона затрудненной циркуляции и обмена. Еще глубже обмен с поверхностью затруднен, здесь может существовать зона застойных вод. Соответственно с увеличением глубины растет концентрация солей, так как в растворы поступают все новые и новые соединения. Вначале это несколько граммов на 1 л, а на глубинах несколько километров могут образовываться настоящие рассолы с концентрацией 250-300 г/л. В верхней зоне свободного водообмена воды гидрокар- бонатные пресные или слабоминерализованные (за исключением аридных областей). Реакция воды щелочная, среда окислительная. Исключение составляют воды, богатые органическим веществом,и участки выходов минеральных источников. В зоне затрудненной циркуляции воды более высокоминерализованные гидрокарбонатно- сульфатные, а ниже, после выпадения карбонатов, и сульфатные воды. В зоне застойных условий воды имеют сульфатный, сульфатно-хлорид- ный и, наконец, хлоридный характер. В ряде случаев в определенном интервале глубин может возникнуть инверсия в ходе преобразования вод и произойти их распреснение. Кроме пластовых вод существуют воды замкнутых пор (интерстиционные), которые по составу отличаются от пластовых. Еще большие отличия отмечаются в цеолитных и кристаллизационных водах.

Подземные воды и поровые растворы являются средой, в которой, с одной стороны, происходит перенос веществ, обмен ионами между компонентами осадочных пород и раствором, идет растворение веществ, их коррозия, а с другой стороны - возникают новообразования, являющиеся аутигенными катагенетическими минералами.

Количество новообразований во многом определяется перпииным минеральным составом пород. Например, кварцевые песчаники бедны аутигенными компонентами, набор которых ограничивается минерала? ми группы кремнезема. В полевошпатово-кварцевых песчаниках помимо кремнезема наблюдаются аутигенные полевые шпаты, гидрослюды, хлорит. В полимиктовых породах, содержащих примесь вудка- ногенного материала, кроме вышеперечисленных новообразований появляются карбонаты, цеолиты, эпидот. /

Интенсивность вторичных изменений осадочных пород при прочих равных условиях зависит от длительности процесса воздействий таких факторов, как температура и давление. Одни и те же изменения отложений могут проявляться при длительном относительно/слабом термобарическом воздействии и более кратковременном, но «ильном. Примером могут служить в одинаковой степени преобразованные геосинклинальные палеогеновые отложения Западной Камчатки и платформенные юрские отложения Туркмении. Рассматриваемые толщи обоих регионов представлены терригенными угленосными образованиями. Геосинклинальные палеогеновые отложения пребывали в зоне катагенеза не более 60 млн. лет в условиях палеотемператур, достигавших 150°С и геостатических давлений до 100 МПа, к тому же толщи подвергались тангенциальным сжатиям. Максимальная температура в платформенных юрских отложениях не превышала 125*С, давление достигало 78 МПа. Более длительное пребывание этих отложений в зоне катагенеза привело их к той же степени преобразованности, какая наблюдается в районе с более жестким термобарическим режимом.

Катагенетические процессы. В катагенезе продолжается ряд процессов, начавшихся еще в диагенезе. Это уплотнение, некоторые особенности которого уже рассмотрены выше, растворение, коррозия, возникновение новых сочетаний компонентов, новых минералов, переход минералов в более устойчивые в данных условиях формы, рост конкреций, цементация, перекристаллизация, регенерация и др.

Катагенетические изменения приводят к преобразованию как основной массы пород (в обломочных разностях это зерна), так и других частей породы - цемента, ранее возникших аутигенных образований. На этом фоне преобразуется и органическое вещество.

В процессе катагенетического повышения плотности пород происходит изменение минерализации и состава вод за счет одновременного растворения минералов и отжатия из пород вод, которые находятся там в разных видах. Внутрипоровые относительно свободные воды в более крупнозернистых разностях имеют одни характеристики, а связанные (рыхло и прочно) - другие. Переход одних форм вод в другие отражает глубокие преобразования свойств пород и их структурно-текстурных особенностей.

Уплотнение различных типов пород имеет свои особенности. На глубине объемная плотность скелета породы стремится приблизиться к минералогической плотности. Сложно присходит уплотнение глин. Глины уплотняются долго, вначале их объемная плотность низкая (1,3 - 1,4 г/см3), а пористость, как уже упоминалось, превышает 30-40%. Плотность глинистых пород, в минеральном составе которых преобладают гидрослюды, изменяется в зоне катагенеза от 1,7 - 1,9 до 2,70 - 2,75 г/см3. Уплотнение здесь имеет характер замедленной или затрудненной консолидации.

Увеличение давления приводит к возникновению в глинах сланцеватости. При геостатическом давлении примерно 15 МПа глинистые частицы преобретают вторичную параллельно-оптическую ориентировку. По объемной плотности глин можно судить о глубине их погружения и давлении, которое они испытали (при условии, что эти глины образовались в мелководном шельфовом бассейне компенсированного прогибания, ибо в глубоководных илах, как было упомянуто выше, диагенез затягивается). Таким образом, глины можно рассматривать как "максимальный геологический манометр”, но только лишь при условии их относительной мелководности, а также при том, что на всю мощность толщи глины представлены однородными минеральными разностями. Так как глинистые минералы подвержены трансформации (о чем речь впереди), то к определению глубин по плотности глин следует относиться осторожно, учитывать их преобразования. Еще один вопрос, связанный с давлением, встает при изучении уплотнения глин. В общем случае глины содержат относительно повышенное количество ОВ. Оно так же, как минеральное, а часто в еще большей степени подвержено термическому влиянию. Происходит термолиз, деструкция, образуется много жидких продуктов и газов. Давление в пустотах (внутрипоровое) повышается, для дальнейших преобразований необходим уход образовавшихся продуктов. В мощных глинистых толщах он сильно затруднен, вследствие этого все процессы могут затягиваться. Однако в случае сброса излишних веществ (трещина, разлом) и скачкообразного снижения давления происходит также скачкообразное преобразование пород - быстрое выпадение карбонатов и пр.

Пористость является обратной функцией давления. Снижение пористости и увеличение плотности обусловлены уменьшением пор и зависят также от термического режима недр. Хелинг (Heling) показал характер сокращения коэффициента пористости и медианного радиуса пор гидрослюдисто-монтмориллонитовых глин в зависимости от глубины погружения для районов с различным геотермическим градиентом. Сокращение указанных параметров до одних и тех же величин происходит на глубине 3000 м при градиенте 4,2еС/100 м и на глубине 2000 м при градиенте 7,7*С/100 м.

Наиболее информативным показателем уплотнения песчаников и алевролитов является величина открытой пористости. Для характеристики изменения этого параметра в зоне катагенеза обычно используют результаты анализов однотипных обломочных пород. Чтобы избежать влияния литологических факторов, при этом следует учитывать не только структуру, но состав, так как даже структурно одинаковые песчаники в зависимости от состава уплотняются по-разному. Чистые мономинеральные песчаники, например кварцевые, достаточно быстро на первых порах приобретают рациональную упаковку, образуется жесткий скелет, который может выдержать большие давления (конечно, до достижения предела прочности, после которого происходит катаклазирование).

Иное дело полимиктовые (полиминеральные) песчаники, особенно те, в которых много зерен-обломков разных пород: глинистых сланцев, эффузивов и пр. Вследствие разной прочности материала эти породы обладают повышенной пластичностью, более прочные и жесткие (кварцевые) зерна вминаются, внедряются в более податливые обломки пород. Уплотнение, даже без учета химических преобразований, носит более постепенный характер. Быстрее всего, по-видимому, уплотняются хемогенные известняки, материал их раскристаллизовы- вается и приобретает характер прочной кристаллической сетки.

Широкое развитие химических процессов в зоне катагенеза выражается в минералообразовании. Переход неустойчивых минеральных форм в более устойчивые в данных условиях идет путем перекристаллизации, растворения вещества и его выпадения из пересыщенных растворов, при этом происходит метасоматоз - место одних минералов в пространстве занимают другие.

В обломочных породах наиболее легко поддаются разложению слабоустойчивые темноцветные фемические минералы - пироксены, амфиболы, слюды (особенно биотит), основные и средние плагиоклазы. Многое зависит от характера поровых растворов. Например, щелочная среда способствует повышению подвижности кремнезема, с чем связано растворение кварца. Биотит в щелочной среде хлоритизирует- ся, за счет выноса из него железа возникают новообразования сидерита и пирита. В кислой среде биотит замещается каолинитом. При разложении полевых шпатов освобождаются натрий и калий. Последний может поступать также с растворами. При избытке калия кислые плагиоклазы серицитизируются. Когда в растворах калия недостаточно, а натрий присутствует в достаточном количестве, происходит альбитизация плагиоклазов. Средние и основные плагиоклазы в нейтральных и щелочных растворах, обогащенных железом и магнием, преобразуются в агрегаты эпидота, альбита, замещаются серицитом и вторичными карбонатами. Этим преобразованиям способствует повышение давления, которое деформирует зерна, создает дефекты крис- 84

таллической решетки. Преобразование обломков эффузивных пород, вулканического стекла связано с замещением хлоритом, гидрослюдами и выделением свободного кремнезема. В щелочных условиях по обломкам вулканических стекол развиваются глинистые минералы (монтмориллонит, различные смешанослойные образования). За счет вулканического стекла и полевых шпатов образуются также цеолиты.

Образование минералов из растворов происходит в порах и трещинах. При взаимодействии различных компонентов растворов возникают аутигенные соединения, такие, как катагенетические карбонаты, ангидрит, барит, цеолиты. Выделение цеолитов в порах и цементе вулканогенно-осадочных пород является широко распространенным процессом.

Перекристаллизация - это переход мелкокристаллических минеральных агрегатов в более крупнокристаллические. В широком смысле под перекристаллизацией подразумевается любое изменение морфологии и характера кристаллических индивидуумов с сохранением того же минерального вида; она может сопровождаться как увеличением, так и уменьшением зерен, а также изменением их габитуса. Перекристаллизация, сопровождающаяся увеличением размеров зерен, в кристаллографии носит название собирательной перекристаллизации. В геолого-петрографической литературе перекристаллизацией называют лишь процессы, приводящие к увеличению размеров кристаллов, в отличие от грануляции, вызывающей распад крупных кристаллов на более мелкие. Под раскристаллизацией понимается превращение аморфного вещества в кристаллическое.

Процессы перекристаллизации особенно четко можно проследить на изменении структуры карбонатов. Седиментогенные и диагенетические карбонаты, как правило, пелитоморфные, либо микрозернис- тые, оолитовые, сгустковые. В катагенезе размеры кристаллов средние и крупные, сгустки и оолиты замещаются агрегатами таких кристаллов. '

При грануляции, как было показано А. В. Копелиовичем, по периферии обломочных зерен кварца возникают тончайшие каемки, в пределах которых монокристаллический кварц гранулирован. Подобные каемки можно наблюдать и в зернах микроклина. Ширина их составляет 0,02-0,03 мм. Микроклин каемок, в отличие от прекрасно выраженной двойниковой решетки кристалла, распадается на агрегаты, зерна неправильных лапчатых очертаний, лишенных двойниковой структуры.

На примере мощных непрерывных разрезов отложений было установлено, что постдиагенетические процессы в них происходят стадийно и по степени преобразований в отложениях сверху вниз можно выделить несколько зон. Значительный вклад в познание этих процессов внесли А. Г. Коссовская, В. Д. Шутов, А. В. Копелиович,

В. Логвиненко и др. Выделение зон этими учеными проводилось по степени преобразования глинистого вещества и структур обломочных пород. Геологи-угольщики широко используют шкалу катагенеза, основанную на степени углефикации гумусового ОВ. Органическое вещество, содержащееся в породах, испытывает значительные изменения. Концентрированные формы ОВ - угли и углистые включения - изменяются от бурых до антрацитов.

По мере изменения угольного вещества в катагенезе выделяются огромные массы воды и газов, основную часть которых на разных этапах составляют УВ (метан) и COj. Рассеянное ОВ также изменяется. Происходит декарбоксилирование (отщепление карбоксильной группы СООН с образованием СО2) органических кислот, в результате чего, еще начиная со стадии диагенеза, уменьшается содержание гуминовых и других органических кислот. Происходит диспропорционирование (внутреннее перераспределение в молекулах веществ), водорода, полимеризация кислых компонентов. Все это приводит к тому, что ОВ обогащается высокомолекулярными соединениями и в то же время в нем возрастает содержание масляной фракции, в состав которой входят УВ, отвечающие микронефти. В наиболее ярко выраженной степени все эти процессы происходят в богатых органикой глинистых породах, но могут проявляться достаточно сильно иногда и в других толщах (карбонатных, кремнистых биогенного происхождения). Максимальное возрастание содержания битумоидов хлороформенного экстракта в породах, а в составе его УВ микронефти свидетельствует о наличии в разрезе главной зоны нефтеобразования (по Н. Б. Вассоеви- чу).

Преобразование органического вещества углей и шкала катагенеза. Одним из наиболее чутких индикаторов изменения условий в зоне катагенеза является органическое вещество гумусовых углей. Угли в осадочных толщах находятся в виде пластов и рассеянных угольных включений. Последние представляют собой линзовидные слойки, остатки и детрит высших растений. Исходный материал гумусовых углей обнаруживается не только в континентальных, но и в морских отложениях, куда попадает при сносе с суши. Он состоит в основном из лигнинно-целлюлозных тканей, а также из оболочек спор, кутикул, водорослей. Установлено, что ОВ гомогенных угольных пластов и рассеянных включений на одинаковых стадиях преобразования характеризуются одинаковым петрографическим составом. В стадию диагенеза растительные ткани превращаются в торф. Начало катагенеза обозначается переходом торфа в мягкие землистые бурые угли.

Для дробного расчленения стадии катагенеза обычно используется отражательная способность (показатель отражения) основного углеобразующего компонента углей - витринита. Витринит представлен гелефицированными растительными тканями с различной степенью 86

сохранности клеточного строения. Среди угольных включений витреновые отличаются относительно более сильным блеском, повышенной трещиноватостью и раковистым изломом. Под микроскопом в отраженном свете они имеют серый цвет и ровный рельеф. В проходящем свете прозрачны и отличаются красным, буровато-красным цветом.

Показатель отражения витринита R является оптической константой, которая обусловлена физическим свойством его гладкой поверхности отражать под микроскопом то или иное количество света. Символ R происходит от латинского слова resplendere - отражать свет. Так как замеры проводятся в воздухе (air) или в масле (oil), соответственно используются символы R® и Ro. Замеры R проводят в аншлифах пород, содержащих витринит, или в аншлифах витринитовых брикетов на специальных микроскопах в обыкновенном и поляризованном свете. Физический принцип определения R основан на измерении многократно усиленного в фотоэлектронном умножителе фототока, возникшего под влиянием отраженного от аншлифа света. Возникший фототок сравнивается с постоянной величиной фототока от эталона, которым могут служить различные сплавы стекол или горный хрусталь.

Определения проводятся на макро- и микровключениях витринита размером до 5 мкм, при этом желательно произвести не менее 10 замеров, выражающихся в процентах. Для выражения замеров в воздушной среде пользуются также условными единицами 10№, где одна условная единица равна удесятеренному процентному значению R в воздухе.

В зоне катагенеза сверху вниз бурые угли сменяются каменными, одновременно происходит увеличение показателя отражения. Оно связано с глубокими молекулярными перестройками органического вещества, изменением его состава и физических свойств под влиянием температур и давлений. Маркировка углей на бурые (Б), длиннопламенные (Д), газовые (Г), жирные (Ж), коксовые (К), отощенно-спекаю- щиеся (ОС), тощие (Т), полуантрациты (ПА) и антрациты (А) разработана при детальном изучении углей Донецкого бассейна (ГОСТ 21489-76) и положена в основу шкалы катагенеза.

Понятие ’’марка угля” - условное название, или буквенное обозначение разности угля - включает комплекс определенных технологических свойств, присущих ему при термическом воздействии. Рассмотрим некоторые из них: состояние тканей, величины R° и Ro витринита, а в группе химических признаков количество углерода Cd<tf, % и выход летучих веществ Vdoft % на сухое беззольное вещество (по данным Ю. Р. Мазора) (табл. 2).

Низшим членом углефикационного ряда гумусовых углей являются мягкие землистые бурые угли (Bj), которые в отличие от торфа не режутся ножом. Бурые угли содержат до 2% гуминовых кислот. Тек- 87

Таблица 2

Угли

10 R® уел. ед.

Я?%

С de^

Vd«<%

Б1

54-58

0,1-0, 26

58

60,0-62,0

б2

58-66

0,26-0,41

58

65,0

Б3

66-70

0,41-0,50

51-48

71,0-76,0

Д

70-75

0,50-0,62

46-39

76,7-80,8

Г

75-85

0,62-0,94

46-30

80,2-84,9

ж

85-91

0,94-1,17

40-27

84,5-88,5

к

. 91-99

1,17-1,56

28-21

88,0-90,5

ОС

99-10,8

1,56-2,04

21-17

87,6-90,6

т

108-116

2,04-2,5

15-8,5

89,5-92

ПА+А1+2

116-130

2,5-3,47

8,5-5,0

91,0-94,0

А3+6

130-180

3,47-8,00

4,9-1,6

93,0-97,5

стуры неслоистые, в структуре преобладают мелкие гелефицирован- ные частицы без различимого внутреннего строения, размером до 30 мкм, называемые аттринитом. Содержание фрагментов растительных тканей составляет менее 20%. В них хорошо сохраняются ботанические структуры, гелефикация слабая, полости клеток пустые. Твердые матовые бурые угли (Bj) имеют цвет от светло- до темно-коричневого, характеризуются появлением неотчетливой слоистости, значительно возрастающей гелефикацией. Свободные полости клеток практически отсутствуют, аттринита много. Под микроскопом гумусовое вещество кажется однородным. В твердых блестящих (Б3) углях гелефикация завершается (цвет черный, черта коричневая), что приводит к образованию микрокомпонентов группы витринита, их обособлению и четкой слоистости. В основной массе количество аттринита значительно уменьшается.

Каменные гумусовые угли представляют собой твердые плотные породы черного или серо-черного цвета с блестящей, полуматовой или матовой поверхностью, от марки Г до ОС обладают четкой слоистостью. Гуминовых кислот не содержат, количество углерода в органическом веществе 74-92%.

Длиннопламенные угли - черные, блестящие, с черной, реже с коричневой чертой. Клеточная структура тканей сохраняется, но свободных полостей клеток нет. Отсутствует свободная целлюлоза. В начале этой стадии углефикации за счет некоторых прозрачных структурных лейптинитовых микрокомпонентов, находящихся в бурых

углях, образуется полупрозрачный или непрозрачный микрокомпонент - резинит, образующий выделения плавных очертаний размером от долей до нескольких сот микрометров. Этот переход в резинит назван М. Тайхмюллер первым скачком углефикации, к которому относится также изменение цвета флюоресценции коровых тканей (споринита) с желтого на красный. Газовые угли по петрографическому составу близки к длиннопламенным, можно лишь отметить стирание свойств резинита.

В жирных углях петрографические изменения нарастают к концу стадии и заключаются в слиянии свойств различных микрокомпонентов и витринита. В середине этой стадии уменьшение плотности сменяется увеличением, а в конце - проявляется второй скачок углефикации, вызванный резким уменьшением содержания кислорода за счет его ухода в составе СО2 и Н2О, началом выделения водорода с метаном и резким уменьшением выхода летучих веществ. На стадии коксовых углей исчезает флюоресценция споринита, а к ее концу среди микрокомпонентов различим лишь один витринит. На стадии отощенно-спе- кающихся углей отмечается начало увеличения аналитической влаги.

Начиная со стадии тощих углей, слоистая текстура становится неразличимой, ярко выражена анизотропия витринита. На этой стадии происходит третий скачок углефикации, вызванный выделением больших количеств водорода с СЩ. Начинает уменьшаться теплота сгорания углей, которая непрерывно увеличивалась в ряду от Б до ОС. На стадии полуантрацитов начинают проявляться оптические свойства микрокомпонентов, сложенных споро-пыльцевыми зернами (группа экзинита). Стадия антрацитов подразделяется на подстадии А1+2, Аз+4, As+6.Ha первой из них происходит четвертый скачок углефикации, вызванный очередной перестройкой молекулярных структур с выделением большого количества водорода. В антрацитах достигается предельное содержание ароматического углерода, упорядоченного в слои.

Сопоставление степени преобразованности углей и вмещающих их пород побудило к созданию шкал катагенеза с использованием терминов, которые, с одной стороны, отражали бы степень углефикации гумусового ОВ, а с другой - указывали бы на изменение свойств вмещающих пород. Так, И. И. Аммосов предлагал для обозначения этапов катагенеза цифровые символы: 0 - для буроугольного этапа и далее от I до X - для каменных углей. Худ, Гутьяр и Хикок (A. Hood, С. С. М. Gutjahr, R. L. Heacock) рекомендовали за единицу степени катагенеза в численной шкале выбрать "уровень органического метаморфизма” - LOM (level of organic metamorphism) и использовать равномерный шаг углефикационного ряда. Их шкала равномерно разбита на 20 уровней, отождествленных с физическими и химическими параметрами углей. За стандарт взят мощный почти непрерывный

Таблица 3. Шкала углефикации гумусового органического вещества и катагенеза осадочных пород

Граничные температуры, °C

Шкала углефикации

Показатель отражения витринита

Шкала катагенеза по Н. Б. Вассоевичу

Группа стадий

Стадия углефикации

10 к*, усл. ед.

R°,%

Градация

Подстадия

Бурые

Б1(О1)

58

<0,26

ПК1

Протоката-

60-70

угли

Б2(О2)

58-66

0,26-0,41

пк2

генез

Б3(О3)

66-70

0,41-0,50

пк3

ПК

70-90

Л (I)

70-75

0^0—0,62

MKt

100-120

Камен—

Г(1)

75-85

0,62-0,94

мк2

Мезоката-

140-160

ные

Ж(щ)

85-91

0,94-1,17

мк3

генез

170-180

угли

К (IV)

91—99

1,17-1,56

мк4

МК

180-210

OC(V)

99-108

1,56—2,00

мк5

T(Vl)

108-116

2,00-2,50

АК!

Ai (VII-V1I1)

116-130

2,50-3,40

АК2

До 350

Антра-

a2 (viii-iv)

130-138

3,40-4,40

Апоката-

циты

A3(IX)

138-150

4,40-5,50

АК3_4

генез АК

A4(X)

150

5,50

разрез миоцена Новой Зеландии, при исследовании которого увязаны данные о преобразовании углистых включений, рассеянного органического вещества и образовавшихся углеводородов в составе биту- моидов.

Были и другие предложения для унификации терминов, но наибольшую популярность, особенно в СССР, завоевала шкала катагенеза, созданная под руководством Н. Б. Вассоевича, предложившего разделить эту стадию (зону) на подстадии (подзоны) прото-(раннего), мезо- (среднего) и апо-(позднего) катагенеза (сокращенно ПК, МК и АК). Подзоны расчленены на градации, отвечающие дробной шкале марок углей Донбасса (табл. 3). Шкала катагенеза основана на сопоставлении изотермических уровней преобразования осадочных пород и гумусового ОВ. Если отложения не содержат углистых включений, то степень их катагенетических изменений определяется путем изучения характера уплотнения, процессов минералообразования и перекристаллизации. Эмпирически выявленные зависимости между минеральными индикаторами постдиагенетических преобразований и шкалой марок углей позволяют коррелировать подстадии и градации катагенеза, установленные по различным показателям.

Контрольные вопросы

Как происходит уплотнение и обезвоживание осадков различного состава в диагенезе?

Каковы особенности диагенетического минералообразования в окислительных и восстановительных условиях?

Какие геохимические фации диагенеза выделяются?

Каковы факторы катагенеза?

Какие основные черты преобразования структуры и состава осадочных пород в катагенезе?

В чем проявляются изменения ОВ углей под воздействием температуры?

На чем основана шкала катагенеза?

Раздел II. Классификация осадочных пород

Классификационные признаки. К осадочным породам^ по определению Л. Б. Рухина, относятся "...геологические тела, образовавшиеся на поверхности Земли и несколько глубже ее при свойственных для этих горизонтов небольших температурах и давлении, путем преобразования отложений, возникших за счет продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов и иногда за счет материала вулканического происхождения”.

Различные классификации осадочных пород основываются преимущественно на четырех признаках первичного осадочного вещества: его происхождении, способе осаждения, минеральном составе и структурных признаках. По происхождению (способу образования) первичное осадочное вещество может быть продуктом механического либо химического разрушения материнских горных пород. Другой способ его образования - извлечение вещества из воды растительными и животными организмами. Определенный вклад в осадочное породооб- разование вносит также плутоническая деятельность, особенно связанная с эксплозивным вулканизмом.

Перечисленные способы образования вещества реализуются в морских и континентальных условиях, где осаждение происходит механическим и (или) химическим путем. Осадочное вещество на континенте может оставаться также на месте его образования в коре выветривания.

По минеральному составу основные группы осадочных пород представлены алюмосиликатными, карбонатными, кремнистыми и сульфатными образованиями. Подчиненную роль играют фосфатные, железистые, алюминиевые, марганцевые накопления и сильнорастворимые соли. В качестве особой группы осадочных образований рассматриваются горючие ископаемые - угли, битумы, нафтиды.

Минеральные компоненты осадочных образований имеют различные формы и размеры, характеризующие структуру пород. Одновременно структура указывает и на генезис отложений, будучи, например, обломочной или биогенной. В качестве классификационного признака для отдельных групп осадочных пород принято использовать такие признаки структуры как форма и размер компонентов, а иногда и форму геологических тел (пластовую или конкреционную).

Различные варианты классификаций осадочных пород, предложенные еще в 30-е годы и не потерявшие своего значения по сей день, основаны именно на учете взаимосвязанных генетических признаков образования, осаждения, структуры и минерального состава отложений. Наиболее часто в практической работе геологов употребляется классификация, основанная на признаках, предложенных М. С. Швецовым, выделившим три основные генетические группы:

Породы обломочные - продукты механического разрушения (грубообломочные, песчаные, алевритовые образования).

Глинистые породы - продукты химического разрушения материнских минералов. Породы этой группы содержат обычно примесь обломочных частиц, что свидетельствует о промежуточном положении этой группы среди образований обломочного и химического происхождения.

Химические и биохимические породы возникают за счет наиболее растворимых продуктов химического разрушения материнских минералов. Из возникших за счет этого коллоидальных и (или) истинных растворов осадки выпадают либо чисто химически, либо при участии организмов. Так образуются карбонатные, кремнистые, фосфатные, сульфатные, алюминистые, железистые, марганцевые породы и каустобиолиты (торф, уголь, нефть).

Неоднозначность признаков осадочных образований не позволяет создать их строго формализованную классификацию на едином основании. Возможность такой логической формализации возрастает по мере перехода ко все более узкому классу отложений.

Справедливо утверждение Н. В. Логвиненко, что ’’...классифицируя различные группы осадочных пород, не следует какому-либо признаку отдавать предпочтение перед другими в угоду однообразию или ложной стройности”. Так как осадочные породы чаще всего являются полигенетическими образованиями, целесообразно выделять среди них основные типы по вещественному составу с учетом способа образования исходных минеральных компонентов (табл. 4).

Обломочные породы состоят из продуктов механического разрушения источников сноса осадочного материала. Их главные породообразующие компоненты представлены обломками основной массы и зернами минералов, разрушенных выветриванием изверженных, метаморфических и осадочных пород. Диаметр компонентов 92

Таблица 4. Происхождение основных типов осадочных пород

Способ образования

Основные типы пород

механический

химический

биохимический

биологический

Обломочные

Глинистые

Карбонатные Кремнистые

Сульфатные, хло-

ридные и другие соли

Фосфатные

Алюминиевые Железистые

Марганцевые

Каустобиолиты

колеблется в широком диапазоне - от 1000 мм и более (глыбы) до 0,01 мм (алеврит).

Глинистые породы являются продуктами механического и (или) химического разрушения источников сноса материнских пород различного генезиса. Главные породообразующие компоненты представлены водными алюмосиликатами, выделяемыми в группу глинистых минералов, размер чешуек которых не превышает 0,01 мм.

Карбонатные породы возникают либо за счет скопления отмерших организмов с карбонатной функцией скелета, либо за счет химического синтеза вещества из пересыщенного карбонатами раствора. Другим путем образования этих пород может быть отложение обломков карбонатов за счет механического разрушения ранее возникших карбонатных образований. Преобладающим породообразующим минералом карбонатных пород является кальцит, слагающий различные фаунистические остатки, зерна, оолиты, кристаллы и другие формы. Другой основной минерал карбонатов - доломит. Размеры биогенных по происхождению компонентов колеблются в значительных пределах и зависят от их исходных объемов и степени обработки в процессе переноса. Первичные хемогенные образования обычно имеют размеры в пределах 0,005- 0,5 мм.

Кремнистые породы являются образованиями, сформированными минералами кремнезема, которые могут входить в состав организмов с кремневой функцией скелета, либо иметь хемогенный генезис. Размеры био- и хемогенных компонентов обычно не превышают 0,1 мм.

Сульфаты и другие соли образуются путем выпадения из растворов. Минералы групп сульфатов, хлоридов, боратов, нитратов и фторидов выделяются в разнообразных морфологических формах, размеры которых достигают 10 мм в диаметре.

Фосфатные породы образованы скоплениями скелетных остатков фосфорсодержащих организмов, продуктов их жизнедеятельности и (или) хемогенными выделениями различной формы - зернами, кристаллами, оолитами, конкрециями и др.

Алюминиевые породы (аллиты) содержат определенное количество минералов глинозема и возникают в результате химического выветривания пород источников сноса и либо остаются на месте своего образования, либо переотлагаются под влиянием гравитационных факторов.

Железистые породы (ферриты) в качестве породообразующих компонентов содержат оксиды, силикаты, карбонаты и сульфиды железа. Накапливаются ферриты в элювии, либо могут быть смещены из зоны выветривания и переотложены в путях переноса и в конечных водоемах стока. Характерна также аутигенная железистая минерализация.

Марганцевые породы (манганиты) сложены марганецсодержащими минералами оксидов, гидроксидов и карбонатов, которые образуются в результате химических процессов при выветривании. Марганцевые накопления могут залегать в виде руд в элювии, либо быть переотложенными химическим и биохимическим путем.

Вулканогенно-осадочные породы состоят из продуктов синхронного (в геологическом смысле) вулканизма, смешанных в различных количествах с вышеописанными компонентами обломочных, карбонатных, кремнистых и других отложений.

Среди перечисленных групп осадочных накоплений основная роль принадлежит глинистым, обломочным и карбонатным породам.

Текстуры осадочных образований относятся к числу важнейших признаков, имеющих диагностическое значение для установления генезиса. Под текстурой понимается пространственное взаимоотношение, порядок расположения отдельных компонентов породы, различных характерных признаков и их ориентировка по отношению к пластам и в пространстве. Во многих западных странах текстуру называют структурой и наоборот, это необходимо помнить при чтении иностранной литературы. Текстуры обусловливают величины физических свойств в породах по разным направлениям (скорость упругих волн, проницаемость и пр.), т. е. анизотропию.

Текстуры различаются по масштабам проявления. Они могут характеризовать разные тела (пласты и др.) или целые толщи. Много внимания изучению текстур уделял Н. Б. Вассоевич. Он классифицировал текстуры по морфологическим признакам, по стадиям литогенеза,

на которых они возникают. Выделяются текстуры основной массы самой породы (например, слоистость) и знаки на поверхности пластов или внутри породы - иероглифы.

По времени образования Н. Б. Вассоевич предложил различать: синглифы - первичные знаки, образующие одновременно с отложением осадка (знаки ряби, следы струй на поверхности, оползания, ориентировка обломочного материала и органических остатков и др.); диаглифы - диагенетические знаки (следы смещения внутри слоев, внедрения одних в другие, трещины усыхания, следы бентосных организмов, ходы илоедов); катаглифы - текстурные знаки, образующиеся при катагенезе. Можно также выделять текстурные знаки, которые образованы при воздействии организмов, так называемые биоглифы, среди других можно различать механоглифы - следы механического воздействия.

Целый ряд текстур (гиперглифы) связан с воздействием факторов гипергенеза. К их числу относятся различные виды трещин выветривания, а также возникающие при выветривании сфероидальные и эллипсоидальные оболочки, на которые распадаются многие породы, особенно алеврито-глинистые. При этом образуется конкреционно-скорлупо- ватая отдельность. Часто концентричность при выветривании подчеркивается окраской, изменение которой связано с различной глубиной проникновения вод в породу. Пульсационное перемещение веществ в растворах приводит к появлению концентрических колец Лизенганга.

Первичные текстуры, особенно слойчатые, свидетельствуют прежде всего о динамике среды осадконакопления. К числу важнейших текстурных признаков, характеризующих внутренние части пласта,относится слоистость. В большинстве случаев слоистость - это первичное свойство породы, вызванное пульсацией в поступлении материала и перерывами осадконакопления. Законы слоеобразования определяются тектоническим режимом бассейна осадконакопления, а также климатическими и даже космическими причинами. По масштабам, соотношению и интенсивности развития наряду со слоистостью выделяется слойчатость и слоеватость. Когда в пластах песчаника развиты косые слойки, лучше говорить о косой слойчатости в отличие от слоистости всей песчаной толщи. Когда в монотонной пачке алевролитов слоистость только намечается, благодаря ориентировке отдельных зернышек, чешуек слюды и обрывков растительной ткани, целесообразнее говорить о слоеватости. Со слоистостью связано широко распространенное понятие о цикличности осадкообразования. Она может быть выражена простой повторяемостью пластов, но может быть и сложной, когда чередуются пачки, обладающие внутренним циклическим строением. Различают цикличность разных порядков: от элементарной двухкомпонентной сезонной озерной до общеглобальной, охватывающей ряд эпох или даже периодов. Изучение слоистости

Типы текстурТипы текстурфS о ч о12345иь769Ku О X ч О и'ТУттнпУш10ff/f##ff/f//fi.1112h н X Q13АМ1 ^ t14—=L/15ФX О чо ZОС ф XQ О о о о16°ОО17О Q о ООО1819фS о ч о12345иь769Ku О X ч О и'ТУттнпУш10ff/f##ff/f//fi.1112h н X Q13АМ1 ^ t14—=L/15ФX О чо ZОС ф XQ О о о о16°ОО17О Q о ООО1819Рис. 22. Типы слоистости (по П. П. Тимофееву, с упрощением).

Типы текстур

Типы текстур

ф

S о ч о

1

2

3

4

5

и

ь

7

6

9

Ku О X ч О и

'ТУттнпУш

10

ff/f##ff/f//fi.

11

12

h н X Q

13

АМ1 ^ t

14

—=L/

15

Ф

X О ч

о Z

ОС ф X

Q О о о о

16

°О

О

17

О Q о ООО

18

19

ф

S о ч о

1

2

3

4

5

и

ь

7

6

9

Ku О X ч О и

'ТУттнпУш

10

ff/f##ff/f//fi.

11

12

h н X Q

13

АМ1 ^ t

14

—=L/

15

Ф

X О ч

о Z

ОС ф X

Q О о о о

16

°О

О

17

О Q о ООО

18

19

Горизонтальная: 1 — равномерная, 2 — направленно-изме- няющаяся, 3 — неравномерная; 4 — пологоволнистая, параллельная; 5 — линзовидная; косая: 6 — косослоисто-каса- тельная, 7 — параллельная, 8 — параллельная с косым срезанием серий слойков, 9 — мульдообразная; чередования разных типов: 10 — косая горизонтальная, 11 — косо-пологоволнистая; 12 — биогенно-слоистая; 13 — оползневая; 14 — внедрения под давлением; 15 — биотурбация; слоеватая: 16 — градационная, 17 — за счет редких включения, 18 — за счет ориентированно расположенных конкреций, 19 — неотчетливая

и особенно косой слойчатости является одним из самых главных видов литологических исследований.

Морфологические типы слоистости в обломочных породах, возникших в основном в мелководных бассейнах, классифицированы П. П. Тимофеевым (рис. 22). Рассматриваемые здесь текстуры с разными типами слоистости возникли в континентальных высоко- и низкоэнергетических обстановках, а также в прибрежно-морских шельфовых низкоэнергетических обстановках. Особая категория структур в пластах возникает при действии скоростных мутьевых, турбидитных потоков на континентальных склонах (рис. 23). Частично об образова-

Рис. 23. Характер строения разрезов (а) и особенности текстур (б) в отложениях подводных конусов выноса.

1 — грубообломочные образования; 2 — пески; 3 — алевропелитовые отложения; 4 — слоистые глинистые отложения; 5 — складки оползания

4-Ю. Бурлин и др.

нии таких потоков упоминалось при рассмотрении условий седиментации в гл. 3. Кроме того, при выпадении осадка из разжиженного потока обломочного материала, наряду с массивными неслоистыми текстурами, возникают специфические текстуры типа мелких песчаных даек (образно называемых ” язычки пламени”), внедряющихся в вышележащий слой, и типа текстур нагрузки, образующихся вследствие просадки вышележащего осадка (песчаного) в нижележащий более тонкий. При этом образуются конволютные текстуры в виде мелких складочек. Последнему процессу способствует и оползание осадков по уклону дна (текстуры оползания).

Среди текстурных форм, наблюдающихся на кровле пластов, , особенно характерны знаки ряби. Принято характеризовать как i абсолютные размеры элементов ряби (длину волны, амплитуду), так и относительные размеры, именуемые индексами ряби (1 и 2 индексы). Первый индекс характеризует относительную высоту, рельефность ' ряби. Он представляет отношение длины волны (расстояние между осями гребней валиков) к амплитуде ряби, т. е. к превышению гребня над дном впадины. Второй индекс образуется из отношения ширины проекции на горизонтальную плоскость более пологого склона валика к ширине проекции более крутого и характеризует степень асимметрии ряби.

По условиям образования знаки ряби делятся на воздушные, или эоловые (субаэральные), и водные (субаквальные). Эоловая рябь всегда резко асимметрична и характеризуется максимальной величиной обоих индексов ряби. Более разнообразны типы водной ряби, нередкие в ископаемом состоянии. Среди них выделяются две основные категории - знаки ряби, образующиеся вследствие поступательного движения воды (рябь течений) и возникающие при колебательных движениях воды (осцилляционная рябь). Типичные представители этих категорий достаточно резко отличаются друг от друга. Рябь течений асимметрична; у нее второй индекс обычно больше 2. Рябь волнения (осцилляционная) обычно симметрична (второй индекс равен или близок к 1). У ряби течений гребни валиков сглажены, пологий склон несколько выпуклый. У ряби волнений гребни обычно заострены, а склоны несколько вогнуты.

К знакам-слепкам (типичным иероглифам) относятся текстурные формы на нижней поверхности пласта. Они особенно многочисленны и сплошь покрывают подошву пласта во флишевых толщах. Обычно это отпечатки (слепки) поверхности нижележащего пласта со следами течения (струйки, язычковые лунки вымывания), бороздами и царапинами от волочения каких-либо предметов, ударов капель и т. д. Среди биогенных как на нижних, так и на верхних поверхностях различаются отпечатки организмов, часто даже лишенных скелета, отпечатки различных построек, следы ползания червей, перемещения другого бентоса (рис. 24).

Рис. 24. Морфологические разновидности биотурбидитов. Показаны ходы илоедов. Пермь Хараулахских гор (по О. В. Япаскурту)

Среди диагенетических текстур, образовавшихся после отложения осадка, известны биогенные и абиогенные. Из биогенных наиболее распространены фукоиды, представляющие собой ходы различных илоедов, преимущественно червей, выполненные частично или полностью переработанным (’’переваренным”) материалом, отличающимся по составу и строению от вмещающей породы.

Возникновению абиогенных диагенетических текстур среди других причин способствуют конкрециеобразование и другие преобразования в осадке. Конкреции, образовавшиеся в диагенезе, называются сингенетическими. Они могут формироваться на поверхности осадка - железо-марганцевые конкреции, стяжение же, возникшие на корневищах водорослей и др., могут образовываться внутри осадка. Чаще всего они наблюдаются в тонкозернистых осадках как итог процессов кристаллизации, стяжения и цементации материала. При этом вытесняется и оттесняется еще не полностью литифицированный затвердевший осадок и, естественно, деформируется, видоизменяется его первичная структура. При этом возникают обтекающие волнистые линзовидные текстуры. К диагенетическим текстурам можно также отнести нептунические дайки, образующиеся в тех случаях, когда рыхлый осадок заполняет трещины в подстилающем субстрате. Но, по-видимому, не все нептунические дайки образуются таким образом.

В стадию катагенеза образуются также некоторые характерные текстурные формы. К их числу относятся стилолиты, которые возникают при растворении под давлением. Чаще всего они приурочены к более растворимым, чем обломочные, породам, но могут образовываться и в последних. К катагенетическим текстурным признакам относятся ямки вдавливания, заметные на поверхностях галек и валунов. В катагенезе также могут возникнуть нептунические дайки. Это доказывается исследованиями последних лет и показано В. Н. Хо-

ледовым на примере изучения глинистой толщи Майкопа в Восточном Предкавказье. Их этих пород была выжата вода, сопоставимая по объему с количеством воды в Каспийском море. Отжатая вода, разгрузившись по разломам, переместилась в более крупнопоровые среды. Иногда возрастание давления приводит к разрыву сплошности вышележащих пород. Внедряясь в возникшие трещины, вода приносит с собой и фрагменты раздробленной породы, которые заполняют трещины, образуя нептунические дайки катагенетического генезиса.

Контрольные вопросы

Что вкладывается в определение понятия осадочная порода?

Каковы основные составные части осадочного вещества и критерии классификации осадочных пород?

Как формируются основные морфологические типы текстур?

На какие категории разделяются текстурные признаки?

В чем различие текстур седиментации, диагенеза и катагенеза — синглифов, диаглифов и катаглифов?

Глава 5. ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ

ГРУБООБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ (ПСЕФИТЫ)

Грубообломочные породы - псефиты составляют очень небольшую часть (десятые доли процента) в осадочной оболочке. Наибольшая роль принадлежит им в сложении верхнемолассовых и осадочно-вулканогенных формаций. В других толщах они обычно встречаются в виде отдельных пачек, слоев, линз.

Разнообразные грубообломочные породы осадочного происхождения объединяет то, что они представляют собой начальные продукты разрушения других пород. С формирования грубообломочных пород начинается процесс дифференциации осадочного вещества по размеру обломков, начиная от глыбовых образований брекчий, состоящих из обломков, возникших почти без перемещения, или практически на месте, и вплоть до самых тонкозернистых осадков. Крупные размеры обломков, слагающих псефиты, обусловливают ряд черт, свойственных только им. Существенным, например, является то, что обломки представлены большей частью (или только) горными породами (магматическими, метаморфическими, осадочными), а не минералами, которыми по большей части образованы многие пески. Лишь некоторые гравелиты занимают в этом отношении промежуточное положение.

Изучение крупнообломочных пород позволяет осветить геологическую историю области их развития, а также области, откуда проис- 100

Таблица 5

Размер обломков, мм

Неокатанные

Окатанные

рыхлые

сцементированные

рыхлые

сцементированные

Более 1000

Глыбы неокатанные

Глыбовая" брекчия

Глыбы

Глыбовый конгломерат

100-1000

Валуны неокатанные

Валунная брекчия

Валуны

Валунный конгломерат

10-100

Щебень

Брекчия

Галька

Конгломерат

1-10

Дресва

Дресвяник

Гравий

Гравелит

ходит обломочный материал. Именно благодаря изучению грубообломочных пород удается выяснить такие черты палеогеографии, о которых гораздо трудней или вовсе нельзя было бы узнать путем изучения других типов пород. Разработка методики изучения грубообломочных пород связана с именами таких ученых,как И. Вальтер, Л. Кайе, А. Хардинг, У. Твенховелл, К. Уэнтворз, У. Крумбейн, Ф. Петтиджон, А. В. Хабаков, В. П. Маслов, В. И. Попов, С. Г. Саркисян, Н. Б. Вассое- вич.

Грубообломочные породы изучаются в поле и в лаборатории. Особенно важно для них полевое исследование, когда определяется количество и состав размерных фракций, устанавливается степень их окатанности, проводятся наблюдения условий залегания пород и замеряются азимуты и углы наклона удлиненных галек.

Грубообломочные породы осадочного происхождения классифицируются по таким признакам, как размер и форма обломков, степень цементации (табл. 5).

Грубообломочные породы образуются обычно вблизи источников сноса. В наибольшей мере это относится к брекчиям и дресвяникам. Гравий и галька могут быть отложены в сотнях километров от областей эрозии. Дресвяники и гравелиты редко образуют мощные толщи, встречаясь обычно в виде слоев и линз среди толщ песчаников, конгломератов и брекчий.

Брекчии. Среди брекчий в зависимости от условий образования выделяются следующие типы.

Брекчии обвалов и оползней возникают обычно в континентальной обстановке, иногда образуются и в морской (подводные оползни).

101

Сложены они обломками самой разнообразной величины, а петрографический состав их одинаков и полностью отвечает местным породам.

Брекчии осыпей также характеризуются однообразным петрографическим составом, но отличаются от предыдущей группы мень- : шим количеством мелкообломочного (в особенности глинистого) материала, удаляемого с поверхности осыпи дождевыми и талыми водами. Поэтому брекчии осыпей (в частности так называемые камен- : ные реки) иногда сложены только крупнообломочным материалом.

Брекчии селевых потоков, так же как и брекчии обвалов и оползней, характеризуются большим разнообразием величины слагающих их обломков. Крупные глыбы обычно округлены. Петрографический состав, как правило, более разнообразен, чем в предыдущих типах. Иногда наблюдается продольная по отношению к движению потока ориентировка крупных обломков.

Ледниковые брекчии по обилию тонкозернистого материала и плохой сортировке близки к брекчиям обвалов, оползней и селевых потоков. Отличительная их черта - штриховка на гранях крупных глыб. Эти брекчии возникают при разрушении пород, преграждающих движение ледника,и являются разновидностью морен (морены напора), обогащенных местными породами (могут быть морские и даже глубоководные образования).

Прибрежные брекчии возникают в береговой зоне моря или озера при разрушении крутых скалистых берегов. Внешний облик их разнообразен: при медленном поступлении обломочного материала он сглаживается и окатывается, образуя постепенные переходы к прибрежным конгломератам; при обвалах прибрежных скал образуются брекчии, подобные наземным накоплениям обвалов и оползней.

Донные брекчии образуются на дне морских или крупных озерных бассейнов за счет подводного размыва выступов дна. Характерны для донных брекчий следы жизнедеятельности донных организмов (следы прирастания, сверления, остатки раковин).

Элювиальные брекчии образуются в коре выветривания. Они постепенно переходят в подстилающие материнские породы. В них отсутствуют органические остатки, за исключением корней растений.

Карстовые брекчии (собственно химические) приурочены лишь к породам, подверженным карсту (карбонаты, соли). Образуются в результате обрушивания кровли, стенок пещер и состоят из пород, слагающих кровлю.

Конгломераты более распространены, нежели брекчии. Они образуются в морях и озерах, в речных долинах, в результате перемыва морен, в областях предгорий, иногда благодаря деятельности ветра.

Морские конгломераты образуются в области прибоя, в дельтах и местах развития сильных донных течений. Размер слагающих их обломков изменяется от валунов до мелкой гальки и гравия. Галька в

102

морских осадках обычно хорошо окатана и рассортирована. Удлиненные гальки прибойной полосы наклонены в сторону моря, углы наклона пологие. Морские галечники залегают пластами небольшой мощности и распространены обычно на большой площади. Пласты морских галечников и конгломератов, находящиеся в основании разреза осадочной толщи, свидетельствуют о трансгрессии моря. В этом случае они слагают базальные горизонты трансгрессивных серий. Грубообломочные породы могут слагать верхнюю часть толщи, образовавшейся в мелководных условиях (апикальные конгломераты).

Кроме чисто обломочных накоплений, в море образуются обломочно-химические конгломераты - фосфоритовые, глауконит-фосфорито- вые, возникающие при частичном перемыве затвердевших осадков.

Озерные конгломераты отличаются от морских небольшим площадным распространением, меньшей мощностью (исключение составляют дельты горных рек). В небольших озерах при равнинном рельефе суши накапливается только мелкий гравий и галька.

Речные конгломераты встречаются в долинах горных рек. Они плохо отсортированы (размер частиц - от валунов до гравия). Удлиненная галька обычно располагается с наклоном против течения, углы наклона крутые. Речные конгломераты залегают пластами и линзами большой мощности (десятки и сотни метров). Распространены они полосами или лентами, вытянутыми вдоль речной долины, обычно прерывистыми.

Флювиогляциальные конгломераты встречаются в областях развития ледниковых отложений, образуясь при перемыве морен. Залегают они в виде линз небольшой протяженности и изменчивой мощности. Иногда тела галечникового материала подобны в плане вытянутым изгибающим лентам. Степень обработки и сортировки невысока, наблюдаются следы ледниковой обработки. По простиранию эти образования сменяются песками или мореной.

Потоковые конгломераты распространены в предгорьях. Они плохо окатаны и слабо отсортированы. Удлиненная галька наклонена в сторону гор (против течения потоков), углы наклона крутые. Образуют пласты и линзы большой мощности (сотни метров), распространены полосами и лентами.

Эоловые конгломераты всречаются редко, образуются во время ураганов (современные отложения Гоби, Тихоокеанского побережья Южной Америки).

Все известные генетические классификации конгломератов и брекчий в своей основе являются актуалистическими, базируются на современных типах и не учитывают трансформации при захоронении.

Именно стремлением создать геологическую классификацию конгломератов можно объяснить выделение таких двух основных групп, как базальные и внутриформационные конгломераты. Для

базальных конгломератов характерны: хорошая окатанность галек и валунов, свидетельствующая о длительном нахождении их в движении; преобладание обломков относительно твердых и крепких пород;; преимущественно песчано-гравийное и реже алеврито-песчаное заполняющее вещество. Базальные конгломераты типичны для оснований 1 трансгрессивных свит. Внутриформационные конгломераты более разнообразны по условиям возникновения. Для них характерны слабая окатанность обломков, часто связанная с разрушением местных пород; иногда присутствие или даже господство обломков мягких и вообще неустойчивых в транспортировке пород (например, глин, слабосцементированных алевролитов); разнообразие заполняющего вещества. К внутриформационным относятся конгломераты и брекчии, образующиеся в результате незначительного переотложения некого-' рых типов брекчий (подводно-оползневых, временного осушения водоемов). '

Важным типом грубообломочных пород являются конгломерато- брекчии. Они бывают двух типов. Первый образуется при одновремен- ■ ном накапливании округлых и угловатых обломков, имеющих неоди- ; наковый состав и разное происхождение. Так, в ферганских молассах i иногда встречаются линзы смешанного пролювиального (более однородного по составу и угловатого по форме) и аллювиального (более! пестрого по составу и округлого по форме) материала. Эти типичные конгломерато-брекчии смешения. Второй тип возникает на промежуточной стадии окатывания обломков и при дальнейшем продолжении этого процесса переходит в конгломераты. Более широко распространены конгломераты и конгломерато-брекчии второго типа, образование которых обычно обусловлено существенным различием в физических свойствах обломков материнских пород: более мягкие и менее прочные быстро окатываются, а крепкие за этот же промежуток времени не обрабатываются и остаются угловатыми. Среди конгломерато- брекчий по условиям образования выделяются морские, озерные, речные, наземные, подземные и смешанного происхождения.

Распространение грубообломочных пород и характер их изменений. Грубообломочные породы встречаются в отложениях платформ, геосинклиналей, в океанических структурах и в переходных областях в возрастном диапазоне от докембрия и доныне. Современные типы грубообломочных пород весьма многообразны. Некоторые из них до сих пор не найдены или не доказаны с достоверностью в древних отложениях. Но в ископаемом состоянии встречены такие типы псефи- толитов, современные аналоги которых пока остаются невыявленны- ми.

Среди ископаемых конгломератов первое место по распространенности и по мощности занимают потоковые предгорные конгломераты, представляющие конусы выноса горных рек. Именно так образовались

молассовые и молассоидные конгломераты, изучать которые нефтяникам приходится особенно часто.

Площадное распространение конгломератов и брекчий может быть самым различным. Базальные конгломераты, особенно платформенные, иногда бывают распространены на огромных площадях. Предгорные брекчии в ископаемом состоянии обычно локализованы по площади, а конгломераты образуют удлиненные зоны распространения перед протягивающимися на сотни километров горными сооружениями.

Постседиментационные изменения грубообломочных отложений происходят неравномерно. В диагенезе изменениям подвергается заполняющий межобломочное пространство материал, вещество которого более мелкое по размеру и более реакционноспособное. В катагенезе на крупных обломках образуются ямки вдавливания, что связано с уплотнением за счет уменьшения объема заполняющего вещества, вследствие чего геостатическое давление почти целиком воспринимается обломками, сосредоточиваясь в местах их соприкосновения. Обычно вдавливается участок обломка, имеющий меньший радиус кривизны, поэтому вдавливания возникают обычно на более крупных обломках. Резкость и глубина ямок вдавливания при прочих равных условиях являются функцией времени. На юге Ферганы, например, миоценовые и нижнеплиоценовые конгломераты имеют более глубокие вдавленности; в раннеплиоценовых и древнечетвертичных они слабо заметны, в позднечетвертичных едва различимы.

Иногда конгломераты механически деформируются. В зонах развития сланцеватости обломки стремятся расположиться уплощен- ностью вдоль сланцеватости. В процессе катагенеза степень цементации и крепость грубообломочных пород увеличиваются и могут возникнуть образования, не уступающие по прочности бетону.

§ 2. ПЕСЧАНЫЕ И АЛЕВРИТОВЫЕ ПОРОДЫ

Обломочные песчаные и алевритовые породы являются продуктами механического разрушения и широко развиты в осадочной оболочке Земли (вероятно, более половины объема). Они слагают многокилометровые толщи, особенно в областях геосинклинального развития. К ним относится более половины коллекторов нефти и газа, особенно они преобладают в нефтегазоносных комплексах кайнозойского возраста. С обломочными породами связаны такие нефтегазовые месторождения-гиганты,как Боливар, Панхандл-Хьюготон, Прадхо-Бей, Ромашкино, Самотлор, Хасси-Месауд и др. С этими породами также связаны осадочные месторождения других полезных ископаемых.

Песчаные и алевритовые породы формируются во всех зонах на поверхности Земли и на дне морей и океанов. Несмотря на их общность (состоят из зерен минералов и обломков пород), можно выделить

105

много разновидностей по условиям образования (фациальные, генетические типы).

В практической работе часто поступают проще, выделяют группы пород по величине слагающих зерен или обломков. В первом приближении это справедливо, однако надо стремиться устанавливать истинный генезис отложений, так как, например, внешне похожие пески могут образовываться совершенно в разных условиях (в русле реки, на континентальном склоне и т. д.).

Основной облик обломочных пород, так же как и других, определяется типом литогенеза (для обломочных в особенности седиментоге- незом). В соответствии с основными чертами характера литогенеза могут быть выделены две основные крупные группы пород: возникшие в условиях приконтинентальной седиментации и подчиняющиеся циркумконтинентальной зональности и возникшие в условиях типичной океанической (пелагической) седиментации. В соответствии с климатической зональностью внутри этих групп преобразование осадков и пород происходит в соответствии с типами литогенеза,' выделенными Н. М. Страховым: гумидным, аридным и нивальным.' Особено четко эти типы (и подтипы) выделяются в условиях приконтинентальной седиментации. Подобная же типизация намечена А. П. Лисицыным и в осадках океанического происхождения. Азональным по отношению ко всем этим типам является вулканогенно-осадочный седиментогенез (и в более широком плане литогенез), который также различается в континентальных, приконтинентальных и океанических условиях. '

Применение этих известных принципов к обломочным образованиям позволяет выделить среди них уже упоминавшиеся в первой части две группы: терригенные и эдафогенные. В этих группах существуют, осадки (и породы), очень сходные по механическому способу образования, но возникшие в разных условиях. В дальнейшем мы рассматриваем в основном породы, образовавшиеся за счет континентального (терригенного) материала, при необходимости ссылаясь на породы внутриокеанического происхождения.

Классификация песчано-алевритовых отложений. Терригенные породы группируются (классифицируются) по двум основным критериям: размерности зерен (обломков) и минеральному составу. Оба критерия могут рассматриваться как генетические в первом приближении. Известно, что в наиболее простом случае более мелкие обломки дальше уносятся от источника сноса, поэтому целесообразно делить породы на гранулометрические группы. Минеральный состав может говорить о том, за счет разрушения каких пород образовалась данная терригенная разность. Гранулометрия, данные механического анализа определяют место породы в классификации по размеру частиц. Существует несколько классификаций по гранулометрическому составу.

В нашей стране широко распространена, особенно в нефтяной геологии, классификация, основанная на десятичной метрической системе. В соответствии с ней выделяют внутри псаммитовой (песчаной) алевритовой (пылеватой) и пелитовой (глинистой) групп обломочных пород следующие структурные разности по размерам фракций.

Псаммитовая (1,0-0,1 мм): крупнозернистая (1,0-0,5 мм), среднезернистая (0,5-0,25 мм), мелкозернистая (0,25-0,1 мм); алевритовая (0,1-0,01 мм): крупноалевритовая (0,1-0,05 мм), мелкоалевритовая (0,05-0,01 мм); пелитовая (0,01-0,001 мм): крупнопелитовая (0,01-0,005 мм), среднепелитовая (0,005-0,001 мм), мелкопелитовая (<0,001 мм).

В США и многих других странах до недавнего времени применялась шкала Крумбейна и других авторов, существенными отличиями в которой были иные граничные размерности между группами, а также выделение дополнительной группы силта. Верхним пределом размера песчаных зерен было 2 мм. Зерна силтовой размерности выделялись в диапазоне 0,0625-0,0039 мм, т. е. охватывали примерно частицы мелкоалевритовой и крупнопелитовой фракций. С переходом США на метрическую систему мер была предложена другая классификация. Песчаные зерна в ней по размеру совпадают с вышеприведенной классификацией Пустовалова. Крупно- и среднепелитовая фракции выделяются как лютиты, далее следуют коллоиды, соответствующие глинистой фракции размером менее 0,001 мм, что принципиально важно, так как эти частицы коагулируют. Кроме того, существует так называемая "пропорциональная” шкала Уэнтворза, где каждая последующая размерность больше предыдущей в 2 раза.

Гранулометрический анализ обычно является первым, с которого начинается изучение обломочных пород (в сцементированных разностях одновременно просматриваются шлифы). Подавляющее большинство видов гранулометрического анализа основано на двух принципах разделения совокупной неоднородности частиц: ситовой анализ и анализ в водной среде (гидравлические методы). Можно также считать размеры зерен в шлифах, но, как показывает опыт, это приводит к большим погрешностям. Все разновидности гидравлических методов основаны главным образом на свободном падении частиц в водной среде.

По скорости падения можно определить время прохождения частицами определенного размера того или иного расстояния в столбе спокойной воды. Таким образом, мы получаем возможность расслоить частицы в водной среде по высоте и каким-либо способом (сливом) отобрать частицы определенного размера.

Классификация обломочных пород по минеральному составу является весьма сложной задачей. Полные классификации песчано- ' алевритовых пород, предложенные М. С. Швецовым, Г. И. Теодорови-

Кварц100%/V Кварцевыею/Азо/Олиго-\25^^75/ХМезомикА/ \ товые/ \

/ X X50'

/\ Аркозы \/

/Кварцевые /Л \’

„ / граувакки/' \X

\—V5

/со&г/'ПолевошпатовыеК Полево- \граувакки ХшлатовыеХ _иоломю/^и^^Д гX ХПолевые

пород L— дА шпаты

100%255075100%

Рис. 25. Классификационная диаграмма (треугольник) для песчано-алевролитовых пород (по В. Н. Шванову, 1987 г.)

чем и другими авторами, мы приводить и комментировать не будем. Ограничимся основными общеупотребительными группами, которые используют большинство геологов и других специалистов (металлурги, строители и др.). По составу различаются мономинеральные и многоминеральные пески и алевриты (песчаники и алевролиты). Среди многоминеральных выделяются биминеральные двухкомпонентные (со значительным преобладанием одного из компонентов - олигомиктовые) и полиминеральные (полимиктовые). Песчаники, содержащие более 25 % полевых шпатов (и обломков пород), разделяются на две группы: аркозы и граувакки. Если в аркозах содержание обломков пород превышает 10%, такие разности относят к минерально-петро- кластическим песчаникам аркозовой группы. Породы с высоким содержанием обломков выделяются как граувакки. Для песчано-алевритовых пород наиболее проста по строению и логически выдержана классификация Н. В. Логвиненко, которая построена на основе треугольной диаграммы, в вершинах которой помещен кварц, полевые шпаты (плюс слюда) и обломки пород. Соответственно в углах треугольника выделяются поля кварцевых, полевошпатовых и литоидных разностей. В остальной части треугольника, в зависимости от состава, выделяются поля полевошпатово-кварцевых, кварц-полевошпатовых и других смешанных разновидностей. Один из последних вариантов классификационной диаграммы предложен В. Н. Швановым (рис. 25).

Сложной категорией являются граувакки (несколько более широким понятием являются вакки, под которыми подразумеваются 108

^Таблица 6. Типы аркозов и граувакк (по В. Ф. Шутову, с ymvm*™.,)

\Аркозы (полевые шпаты

\75—25%)

Граувакки (обломки порол

100-25%) Р д

Собственно аркозы, %:

Кварцевые граувакки, %:

полевые шпаты — 75—25,

обломки пород - 75—25,

кварц — 75—25,

кварц — 75—15,

обломки пород <10

полевые шпаты <10

Граувакковые аркозы, %:

Голевошпат-кварцевые граувакки, %:

полевые шпаты — 65—25,

обломки пород - 75—25,

кварц — 65—25,

кварц >10,

обломки пород — 25—10

полевых шпатов < кварца

Собственно граувакки, %: обломки пород - 100-75, полевые шпаты — 25—0, кварц - 20-0

Кварц-полевошпатовые граувакки, %: обломки пород — 75—25, полевые шпаты > 10, кварца < полевых шпатов

Полевошпатовые граувакки, %: обломки пород — 75—25, полевые шпаты — 75—15, кварц <10

вообще все плохо отсортированные, ’’загрязненные” разными примесями породы). Граувакками первоначально называли песчаники буроватого, сероватого цвета, состоящие из обломков основных пород с плохой сортировкой и малым количеством цемента. Такое общее понятие в основном сохраняется и сейчас, однако граувакки в настоящее время сильно дифференцированы, в них включается широкий круг образований, что находит отражение и в классификациях. Наиболее известной у нас в стране является классификация аркозов и граувакк, данная В. Д. Шутовым (см. табл. 6). Он выделяет несколько переходных разностей: граувакковые аркозы, полевошпат-кварцевые граувакки. Наиболее характерные граувакки накапливаются за счет приноса материала с разрушающихся массивов метаморфических, вулканогенных и основных интрузивных пород. На океаническом дне эдафогенные обломочные отложения группы граувакк имеют нередко свою специфическую характеристику. Здесь наблюдаются серпентинитовые, габбровые, базальтовые и другие пески. Глинистые фракции осадков также специфичны по составу. Значительная часть их пред-

ставлена очень тонкодиспергированными обломками минералов - талька, хлорита и др.

Существует понятие зрелости материала обломочных псаммитовых пород. Различают химическую, физическую и структурную Целость. Последние две разновидности связаны между собой. Показатель химической зрелости в основном выражается отношением ^блее устойчивого в химическом отношении кварца к менее устойчивым полевым шпатам (при содержании полевых шпатов менее 25% породы считаются химически зрелыми). Физическая зрелость выражается в основном степенью отсортированности, однородности кластического материала по размеру (можно также привлекать и окатанность). Степень структурной зрелости определяется соотношением обломочной части и массы цемента (матрикса), скрепляющего эту обломочную часть. В некоторых руководствах предлагается считать породы, содержащие более 15% матрикса (matrix - матрица), незрелыми. Их называют вакками, в отличие от более ’’чистых” аренитов.

Минеральный состав обломочных пород не остается постоянным. Петрографы-осадочники приводят все больше примеров сложных постседиментационных диагенетических и катагенетических изменений состава этих пород, особенно в связи с замещением одних минералов другими. Уже на ранних стадиях в песках и алевролитах в результате диагенетических редоксоморфных (окислительно-восстановительных) процессов возникают аутигенные минералы железа и других элементов. В катагенезе преобразование идет еще глубже и иногда наблюдаемый минеральный состав очень слабо напоминает первичный. Ф. Петтиджон и Э. Депплес указывают, что некоторые мономине- ральные, например, чисто кварцевые песчаники (кварциты) первично не были такими чистыми, а ныне представляют собой продукт глубокой переработки почвенными и грунтовыми растворами в приповерхностных условиях. Это обстоятельство необходимо иметь в виду при анализе материала.

На химический состав обломочных пород (за исключением вулканогенно-обломочных) исследователи обращают недостаточное внимание, хотя в ряде случаев он может дать ответ на многие вопросы. Состав чистых кварцевых песков характеризуется значительным содержанием кремнекислоты, достигающим 95- 99%. В олигомиктовых полевошпатово-кварцевых породах содержание оксида кремнезема понижается до 80%. Наименьшее содержание кремнезема наблюдается в аркозах и граувакках (65- 68%). Граувакки содержат больше AI2O3, чем большинство других песчаников, и характеризуются преобладанием NajO над К2О и MgO над СаО. Аркозовые песчаники имеют высокое содержание AI2O3, К2О и Na2O, обусловленное обилием полевых шпатов в их составе.

По химическому составу также можно выделять группы зрелых и 'незрелых пород (подобно тому, как об этом упоминалось выше, выделяются зрелые и незрелые по соотношению кварца и полевых шпатов). Определение зрелости по химическому составу основывалось на использовании отношения 8Ю2/А120з. У зрелых, богатых кварцем песчаников данное отношение высокое. Это понятие нельзя смешивать с понятием ’’зрелость выветривания” в геохимическом смысле, при котбром низкое отношение SiO2/Al2O3 характерно для наиболее интенсивна, выветрелых почв, в которых SiO2 выщелачивается раньше, чем А12О3 (Ф. Петтиджон и др., 1976 г.).

Для разделения незрелых песчаников с низким отношением 8Ю2/А120з может быть использована степень обедненности или обога- щенности щелочами, щелочноземельными элементами и другими компонентами. По содержанию щелочей, хоть и не совсем точно, удается отделить большинство литоидных разностей от других незрелых песчаников, поскольку многие литоидные песчаники характеризуются повышенным содержанием глинистых минералов, обогащенных алюминием и относительно обедненных щелочами. Исключение составляют литоидные песчаники грауваккового типа, обогащенные обломками вулканогенных или других, обогащенных щелочами и щелочноземельными компонентами пород. По этому признаку, в частности, можно устанавливать снос материала с вулканических дуг и поясов.

Интересны данные о распределении в осадках металлов. На основании изучения трех металлов (железа, марганца и титана) Н. М. Страхов ввел понятие о железо-марганцево- титановом модуле, который показывает отношение двух первых элементов к третьему. Поступление титана в осадки обусловлено разрушением континентальной коры, железо и марганец могут поступать как с речным стоком, так и (а в океанических осадках может быть главным образом) в составе глубоководных гидротерм на дне. В связи с разным происхождением элементов данные о них позволяют делать интересные выводы. В океанических осадках величина модуля повышена. По количеству кальция в сопоставлении с другими элементами на активных окраинах с андезитовым вулканизмом можно (в случае его повышенного количества) сделать вывод о роли эффузивных пород в составе источников сноса. ■

При классификации и определении генезиса песчаников существенным является также анализ цемента, прежде всего сингенетического. По его составу можно выделить воды нормальной, повышенной и высокой минерализаций. В дальнейшем состав цемента, конечно, может измениться и при описании необходимо определять последовательность его генераций. По составу цемент бывает карбонатным, глинистым, железистым, кремнистым, гипсовым и пр. Есть и более

Рис. 26. Песчаник с цементом прорастания (увел. 160, николи +)Рис. 26. Песчаник с цементом прорастания (увел. 160, николи +)Рис. 27. Кварцевый цемент регенерации • в мелкозернистом песчанике (увел.160) при никелях * (а) и никелях//(6)Рис. 27. Кварцевый цемент регенерации • в мелкозернистом песчанике (увел.160) при никелях * (а) и никелях//(6)

Рис. 26. Песчаник с цементом прорастания (увел. 160, николи +)

Рис. 26. Песчаник с цементом прорастания (увел. 160, николи +)

Рис. 27. Кварцевый цемент регенерации • в мелкозернистом песчанике (увел.

160) при никелях * (а) и никелях//(6)

Рис. 27. Кварцевый цемент регенерации • в мелкозернистом песчанике (увел.

160) при никелях * (а) и никелях//(6)

тонкие различия по преобладающим минералам данной группы. По количественному соотношению с обломочной частью (основной массой) выделяют базальный цемент, количество его по объему более 30% и зерна часто не соприкасаются, как бы ’’плавают”. К разновидности этого цемента относится пойкилитовый цемент или ’’цемент прорастания”, когда один крупный кристалл, образовавшийся в массе цемента (например, кальцита), включает несколько зерен (рис. 26). Когда цемент заполняет поры, он называется поровым, если образует каемки зерен - цемент обрастания или пленочной (частный случай - крусти- фикационный цемент, когда он хорошо раскристаллизован). В случае обрастания зерен веществом аналогичного с ними состава и той же оптической ориентировки выделяется цемент регенерации, например кварцевый (рис. 27, а, б,). Цемент, развитый лишь на контактах зерен, называется цементом соприкосновения, или контактным (рис. 28). При повышении нагрузки возникают контакты внедрения (рис. 29).

Условия образования. Как минеральный, так и гранулометрический составы обломочных пород зависят от происхождения. Как уже отмечалось, песчано-алевритовые и другие обломочные разности

’ис. 28. Различные типы контактов прямолинейные и приспособление бормы) в олигомиктовом песчанике с цементом соприкосновения и пленоч- <ьш глинистым (увел. 200, никели +)

Рис. 29. Песчаники из трещиноватых зерен кварца с различными типами контактов внедрения (увел. 175, николи +)

могут образовываться в самых разных условиях. В большинстве случаев обломочные породы имеют смешанный гранулометрический состав, что отражается в асимметричных кривых распределения частиц, не отвечающих логнормальному закону. Частицы могут осаждаться из воды либо в спокойных условиях ("частица за частицей”), либо в условиях течений-течениевые, флювиальные осадки, либо из воздушной среды - эоловые отложения. Среди течениевых осадков (чаще всего аллювиальных) имеются отложения типа песчаных кос и прирусловых валов, осаждение материала которых происходит очень быстро. При этом в каждом данном участке осаждаются определенные фракции, а глинистая примесь остается во взвеси. Хорошая отсортиро- ванность характерна также для дюн, пляжей, прибрежных песчаных баров, поскольку здесь материал постоянно отсеивается или отмывается. В таких отложениях распределение зерен по размеру приближается к логнормальному.

Кроме упомянутых условий мы встречаем обломочный материал в составе делювия, пролювия, озерно-болотных, ледниковых и флювиогляциальных отложений, в поймах рек, в подводных частях дельт, на шельфах (в мелководных - на литорали) и в относительно глубоководных участках, на континентальном склоне и у его подножия. В

абиссальных условиях обломочные отложения нередко также имеют, широкое развитие. На это пестрое разнообразие накладывает сильный отпечаток тектонический режим, который определяет либо относительно спокойные эпохи, когда материал успевает перерабатываться, либо очень бурные с резкой дифференциацией поднятий и прогибов, компенсированных, а порой и некомпенсированных осадконакоплением.

Наибольшая масса обломочных пород формировалась в морских условиях и в областях гумидного климата на континентах./Здесь преобладают олигомиктовые пески, а на выровненных шельфах в спокойных условиях пассивных окраин нередко образуются' существенно мономинеральные.

Среди аридных обломочных пород олигомиктовые и мономинеральные разности развиты несравненно слабее, чем в поясах гумидных и встречаются главным образом в виде ограниченных, узко локальных тел. Если в аридной зоне и встречаются кварцевые песчаники и алевролиты, то генезис их совершенно иной, нежели в гумидной зоне. В гумидных зонах подавляющее большинство кварцевых накоплений является первичным и возникло под влиянием интенсивного выветривания на базе вялого тектонического режима. Вторично переотложенные кварцевые пески и алевриты имеют здесь подчиненное значение. В аридных зонах дело обстоит как раз наоборот. Из-за сильного ослабления химического выветривания и превалирования чисто физического разрушения коренных пород, песчано-алевритовые осадки, возникающие за счет коренных интрузивных, эффузивных и метаморфических пород, являются преимущественно полимиктовыми аркозового, грауваккового или литоидного типа, даже если они возникали в тектонически пассивной области. Накопление увеличенных порций кварца в этом случае можно объяснить лишь наличием на водосборных площадях масс осадочных пород, богатых кварцем, разрушение их и обогащало осадки этим материалом. Унаследованный характер этих пород хорошо согласуется с самим обликом кварцевых зерен, обладающих часто хорошей окатанностью, что свидетельствует о переотложении их из более древних свит, возникших в гумидных условиях.

Терригенные аридные отложения возникают из вод, пересыщенных СаСОз. Это приводит обычно к более или менее обильной садке карбонатов, подмешивающихся к собственно терригенным компонентам. Отсюда терригенные делювиальные, пролювиально-аллювиальные и бассейновые осадки засушливых зон всегда в большей или меньшей степени карбонатны.

Другая особенность отложений аридных областей - их разнообразная расцветка. Ее появление здесь не случайно. Дело в том, что в составе осадочного материала всегда присутствует много оксидов

железа, окрашивающих породы в красные тона. В осадках аридных областей не хватает органики для того, чтобы полностью редуцировать Оксиды железа и "погасить” красные тона. Дегидратация оксидов Делеза и марганца в сухом сильно прогретом воздухе придает окраске пс^род особую яркость и разнообразие.

Катагенетические преобразования. В качестве индикаторов степени катагенеза песчаников и алевролитов используются стадиальные преобразования основных компонентов обломочной части и цемента, типы контактов между зернами и изменения некоторых петрофизических величин. Наиболее полную картину этих процессов можно наблюдать в толщах, современное глубинное положение и термобарические условия которых близки к максимальным.

Среди обломочных компонентов песчано-алевритовых пород почти всегда присутствует кварц, преобразования которого на глубине протекают стадийно, что установлено в разрезах различных осадочных бассейнов, где выделяются следующие максимальные глубинно-температурные уровни изменения.

I - зона малоизмененного кварца до глубины 1500 м, температура до 50°С.

II - зона коррозии кварцевых зерен прослеживается в диапазоне глубин от 1200-1500 м до 2000-2700 м, что контролируется температурными условиями недр и количеством растворенной углекислоты. Температура на нижней границе этой зоны независимо от глубины составляет 60-80’С. Растворение кварца идет в основном в точках соприкосновения зерен и сопровождается возникновением конформных структур.

III - зона преимущественной регенерации зерен ограничивается на различных глубинах в платформенных бассейнах термоуровнем около 100вС. В бассейнах геосинклинальных областей зона сильно растянута и при температуре 150 °C кайнозойские отложения на глубине более 5 км все еще находятся на этой подстадии преобразований.

IV - зона повторной коррозии кварца прослеживается до глубин более 6 км, где температура превышает 160’С. При этом растворяются не только каемки регенерации, но и сами обломочные зерна. Процессы растворения кварца, как указывает Б. К. Прошляков, в сильноуплотненных породах таких глубин идут очень медленно. Отмечено также, что в более древних отложениях явления растворения и регенерации кварца развиты гораздо резче даже в пределах меньших глубин. Причина этого может заключаться в большей длительности геологического времени, приводящей к более полному развитию процесса.

Особое место в стадиальном анализе занимают глинистые минералы цемента. В малоцементных, песчано-алевролитовых породах весьма информативным признаком степени катагенеза является изменение характера межзерновых контактов, изучающихся обычно

для однотипных по структуре песчаников и алевролитов. Наиболее резкий рубеж здесь связан с появлением выпукло-вогнутых контактов на градациях ПК3-МКр что отвечает переходу от малоизмененной минеральной зоны (по кварцу, глинистым компонентам) к нижележащим зонам интенсивных преобразований. Возможны и более детальные подразделения зоны катагенеза по характеру контактов с исполь

зованием в качестве меры уплотненности малоцементных песчано- алевритовых пород таких показателей, как число контактов на з^рно, коэффициенты уплотненности, измененности породы, близости,' упаковки зерен и др.

Например, по Г. Н. Перозио, показатель числа контактов на зерно д=Е mil. щгде тип- соответственно числа контактов и зерен.

Многими исследователями установлена тесная корреляционная связь между показателем отражения витринита и открытой порис

тостью песчано-алевритовых пород, что позволяет использовать

параметр пористости для выделения подзон катагенеза.

Контрольные вопросы

В чем состоят основы классификации обломочных пород по структурным признакам?

Каковы основные черты грубообломочных пород и их происхождение?

В чем суть классификации песчано-алевритовых пород по составу породообразующих компонентов?

В чем особенности формирования состава обломочных пород в разных климатических зонах?

Каковы основные черты катагенетических преобразований обломочных пород?

Глава 6. ГЛИНИСТЫЕ ПОГОДЫ

В осадочной оболочке Земли глинистым породам принадлежит ведущая роль (не менее 50%), а с учетом примеси в других породах, глинистые минералы составляют не менее 80% в составе осадочных образований. О широком распространении глинистого вещества в литосфере говорят следующие цифры: более 95% всех осадочных пород содержат в том или ином количестве материал глинистой природы, а глинистые породы слагают бт 50 до 80% нормального геологического разреза.

Для геологов-нефтяников изучение глинистого вещества и глинистых пород представляет особый интерес. Дело не только в чрезвычайно широкой распространенности глин, но и в их прямом отношении

к процессам нефтегазообразования в земной коре. Уже тот факт, что к глинам приурочено 3/4 ОВ, говорит сам за себя. Еще на ранних этапах развития нефтяной геологии глины рассматривались в качестве наиболее вероятных источников нефтяных и газообразных УВ. Считалось, что глинистые минералы катализируют при определенных условиях преобразование исходного органического материала. В настоящее время возможное каталитическое действие глин не отвергается, хотя многие геологи больше склонны видеть в них своего рода кладовые с физико-химической средой, способствующей сохранению органического вещества на стадии превращения осадка в породу, а в дальнейшем - отжатию из последней образовавшейся микронефти. В любом случае следует признать их природным цехом по выработке ценнейших полезных ископаемых - нефти и газа. Не менее важна роль глинистых пород как флюидоупоров (покрышек), предотвращающих просачивание УВ к поверхности земли, где они были бы неминуемо уничтожены, и, таким образом, создающих предпосылки для формирования их скоплений.

Классификация глинистых пород и минералов. Под глинистыми породами подразумеваются различные глины, аргиллиты, глинистые сланцы и некоторые другие. К ним же генетически примыкают неконсолидированные глинистые илы, накапливающиеся в озерах, лагунах, лиманах и на морском дне. Классификация глинистых пород может основываться на их свойствах, генезисе или минеральном составе. По физическим свойствам рассматриваемые образования можно разделить на собственно глины, отличающиеся пластичностью, высокой пористостью (до 50-60%) и низкой проницаемостью, способностью к формовке при замешивании с водой, а также на аргиллиты (глиниты) и глинистые сланцы - плотные, непластичные, в той или иной степени преобразованные в недрах породы с низкой пористостью (менее 10%) и проницаемостью, почти не размокающие в воде.

По происхождению глинистые породы делятся на обломочные и аутигенные, а также глины почв и кор выветривания (трансформированные). Различаются глины и по седиментогенезу: морские, озерные, аллювиальные, кор выветривания, торфяников и болот, ледниковые, пролювиальные и т. д.

По минеральному составу глины подразделяются на слоистые (каолинитовые, смектитовые, иллитовые, хлоритовые, полиминераль- ные) и псевдослоистые (палыгорскитовые и сепиолитовые). В метаморфизованных породах встречаются довольно редкие минералы - пирофиллит и тальк, в сущности тоже глины. Наконец, среди гидротермальных образований описаны уникальные минеральные ассоциации, в которых участвуют упорядоченные смешанослойные минералы: аллевардит, тосудит и др.

В глинистых породах могут находиться и другие, не глинистые ' 117

Рис. 30. Тетраэдрические (а) и октаэдрические (6) сетки (по Л. Полингу)

Рис. 31. Типы октаэдрических сеток: ди- (а) и триоктаэдрические (б) (по Л. Полингу)

минералы: кварц, полевые шпаты, хлориты, слюды, оксигидраты железа и алюминия, карбонаты, сульфаты, сульфиды, а также переотложенные обломки пород различного генезиса и форменные элементы животных и растительных организмов.

Глинистые минералы в большинстве своем относятся к слоистым силикатам, наиболее близко примыкающим к группе слюд. Структура кристаллических решеток глинистых минералов представляют комбинацию двух бесконечно повторяющихся элементов: октаэдрической и тетраэдрической сеток (рис. 30). Различные сочетания этих структурных элементов порождают все разнообразие глинистых минералов.

Октаэдрическая сетка построена двумя слоями плотно упакованных атомов кислорода или гидроксильных групп, между которыми в так называемой октаэдрической координации, т. е. в положении равноудаленном от шести атомов кислородов или гидроксидов находятся атомы алюминия, железа или магния (рис. 31). Система будет уравновешенной только при относительном равенстве отрицательных и положительных зарядов, поэтому, если в октаэдрической сетке находятся трехвалентные катионы, обычно алюминий, они занимают лишь 2/3 всех возможных положений, слой имеет формулу А12(ОН)6 и называется гидраргиллитовым.

Если же преобладает двухвалентный магний, то для стабилизации структуры необходимо заполнение катионами Mg2+ всех возможных положений. В этом случае говорят о слое бруситового типа, описываемого формулой Mg3(OH)6 (рис. 31).

Второй структурный элемент, присущий пакетам глинистых минералов, построен кремнекислородными тетраэдрами, в которых 118

атом кремния равноудален от четырех атомов кислорода или гидроксильных групп. Тетраэдрический слой в плане представляет бесконечно повторяющуюся гексагональную сетку. В основании тетраэдров находятся три атома кислорода, в выемке между которыми покоится атом кремния. Вершины тетраэдров направлены в одну сторону и заняты кислородом или гидроксильной группой, общими для тетраэдрической и октаэдрической сеток.

Интересно, что если в строении некоторых глинистых минералов участвует обособленный бруситовый или гидраргиллитовый слой, представляющие собой сбалансированную октаэдрическую сетку, то существование тетраэдрической модели возможно лишь в сочетании с октаэдрическим слоем. Высота тетраэдрического слоя равна 0,496 нм, октаэдрического - 0,5 нм.

Сочетания октаэдрического и тетраэдрического слоев дают алюмосиликатные пакеты различного состава, отвечающие структурной формуле основных глинистых минералов.

Группа каолинита. В элементном пакете каолинита один кремнекислородный тетраэдрический слой сочетается с алюмокисло- родно-гидроксильным октаэдрическим слоем таким образом, что вершины тетраэдров либо примыкают к вершинам октаэдров, либо являются общими. В октаэдрической сетке атомами алюминия заполнены лишь 2/3 всех возможных положений. Группы ОН расположены прямо над "дыркой” гексагональной сетки из атомов кислорода в тетраэдрическом слое. В базальной плоскости октаэдрического слоя расположены гидроксильные группы. Структурная формула каолинита - А14(8цО10](ОН)8. Действительный химический состав большинства природных каолинитов почти идентичен вышеприведенному. По химическому составу можно предположить изоморфные замещения в тетраэдрическом слое: Si на А1, масштабы которых, впрочем, невелики.

Минералы каолинитовой группы составлены описанными выше пакетами, непрерывными в направлении а и b и наложенными один на другой в направлении с. В каолините отдельные пакеты расположены друг относительно друга отнюдь не беспорядочно. Атомы кислорода и группы ОН соседних пакетов сближены попарно и между ними возможна водородная связь. Все это приводит к плотной упаковке внутри отдельных кристаллитов. Межплоскостное расстояние, т.е. расстояние между базальной плоскостью одного пакета и базальной плоскостью другого, равно 0,715 нм.

Существуют хорошо и плохо окристаллизованные разности каолинита (рис. 32). Структура некоторых из них весьма не упорядочена, так как отдельные пакеты смещены друг относительно друга в направлении оси с. Межплоскостные расстояния у этих разностей увеличены до 0,715-0,72 нм, что указывает на возможность присутствия между отдельными пакетами незначительного количества Н2О.

Рис. 32. Аутигенный каолинит (РЭМ, увел. 10000)

По характеру пространственного наложения пакетов различаются другие минералы группы каолинита: диккит и накрит. В дикките элементарная ячейка распространена на два структурных слоя (пакета), в накрите - на шесть слоев. В остальном строение этих минералов идентично каолиниту.

К каолиниту примыкает галлуазит, имеющий базальное межплоскостное расстояние у дегидратированной формы, равное 0,715 нм (метагаллуазит), а у гидратированной формы - 1,01 нм. Разница в 0,29 нм соответствует толщине мономолекулярного слоя воды. Межслоевая вода разъединяет отдельные пакеты в галлуазите. Вследствие этого происходит изгиб их в сторону базальной октаэдрической плоскости, происходящей из-за разницы параметров элементарной ячейки на уровне тетраэдрического и октаэдрического слоев. В поле электронного микроскопа мы видим в этом случае трубчатые кристаллиты галлуазита.

Триоктаэдрической разновидностью каолинита являются серпентины. У минералов этой группы в октаэдрическом слое два катиона А1 замещены на три катиона Mg. Существуют также железистые и никелевые аналоги каолинита. Если часть кремния замещается алюминием и железом в тетраэдрической сетке, то возникает бертьерин - аутигенный минерал, часто идентифицируемый в древних и современных шельфовых осадках тропической зоны океана.

Группа иллита (гидрослюд). Наиболее распространенной среди глинистых минералов является кристаллическая решетка слюдистого типа. Это - алюмосиликатный пакет, составленный октаэдрическим слоем, заключенным между двумя тетраэдрическими. Вершины тетраэдров, заселенные кислородом, направлены с обеих сторон к центру пакета, где скомбинированы с группами ОН в октаэдрический слой, занятый двух- или трехвалентными катионами. Одна из важнейших отличительных особенностей слюд (и иллитов) в том, что три четверти тетраэдров в них заселены кремнием, остальные - алюминием. Это обусловливает отрицательный заряд тетраэдрических сеток, который уравновешивается зарядами крупных ионов, распола-

гающихся в межпакетных промежутках. Как правило, это калий, находящийся в выемках гексагональной сетки, которую образуют основания тетраэдров. Калий жестко скрепляет соседние алюмосиликатные пакеты между собой. Межплоскостное расстояние у минералов, построенных по слюдистому типу, близко к 1,0 нм.

По определению Ж. Милло, иллиты являются тонкокристаллическими слюдами с дефицитом ионов калия, замещаемых по данным химических анализов водой. Поэтому структуру иллитов легче разбирать на примере слюд, среди которых различаются диоктаэдрические и триоктаэдрические разновидности. В первых заполнены лишь 2/3 возможных катионных позиций в октаэдрическом слое (трехвалентный алюминий), во вторых - все возможные положения. Типичным представителем диоктаэдрических слюд является мусковит [ОН]2К А12 [AlSi3O10], а также парагонит - натриевый изотип мусковита. Наиболее распространенные триоктаэдрические слюды - флогопит [ОН]2К Mg3 [AlSi3O10] и биотит [ОН]2К (Fe)3 [AlSi3O10].

К слюдам близко примыкают тальк и пирофиллит, построенные по тому же типу. Для них, однако, не характерны замещения катионов в тетраэдрическом слое. Пирофиллит и тальк соотносятся между собой так же как мусковит и флогопит, т. е. первый является диоктаэдричес- кой, а второй - триоктаэдрической формой.

В иллитах по сравнению со слюдами фиксируется меньшее число замещений кремния на алюминий в тетраэдрических слоях. Кроме того, наблюдаются частичные замещения ионов А1 на Mg, Fe3* и Fe2+ в октаэдрических позициях. В иллитах имеется постоянный дефицит калия. Недонасыщенность калием обусловила значительную неупорядоченность структуры этих минералов, которая описывается формулой [OHh^MhKSi, А1)4О10-пН2О].

Иллиты - наиболее распространенные глинистые минералы в осадочной оболочке Земли. Среди них особенно широко представлен гидромусковит, для которого характерны мелкочешуйчатые агрегаты с четкими, неправильной формы краями. Именно такими они предстают на электронных микрофотографиях. При выделении обломочных и новообразованных иллитов используют данные по политипии. Дело в том, что эти минералы разнятся по характеру наложения слоев в алюмосиликатных пакетах. Теоретически возможны шесть направлений смещения кислородных сеток в октаэдрическом слое на величину а/3 относительно гексагональной тетраэдрической сетки. В действительности в природе обнаружены лишь три модификации: 1М, 2М} и ЗТ, где цифры отвечают числу слоев (пакетов) в элементарной ячейке, а буква - сингонии. Индекс в модификации 2Mj означает одну из двух возможных разновидностей. Наиболее часты модификации 1М и 2Мр Иллит с политипной модификацией 1М обычно рассматривается как аутигенный минерал. Напротив, модификация 2Mj характеризует 121

минерал как обломочный, перемытый из древних пород. Впрочем, этот вопрос еще не выяснен до конца.

К группе гидрослюд относится также глауконит - наиболее часто встречающийся в современных шельфовых и склоновых океанических осадках аутигенный минерал со структурной формулой (OH^KfFe^, Fe2+, Al, Mg)2-3[Si3(Si, А1)О10]. Глауконит отличается значительной степенью замещения А13+ на Fe2+. В октаэдрах здесь часто заполнено менее 2/3 возможных положений. Избыточный отрицательный заряд уравновешивается катионами К+, часто Са2+ и Na+.

Иллиты, потерявшие значительную часть межслоевого К* и способные к частичному разбуханию при насыщении органическими полярными жидкостями, принято называть деградированными. На практике очень тяжело отличить деградированные иллиты от неупорядоченных смешанослойных минералов иллит-смектитового типа.

Группа смектитов. В структурном отношении алюмосиликатный пакет смектита почти полностью идентичен иллитовому. Здесь также октаэдрический слой заключен между двумя кремнекислородными тетраэдрическими, а избыточный отрицательный заряд пакета сбалансирован межслоевыми катионами. При этом, однако, он обладает важным свойством: способностью к расширению в направлении оси с при насыщении полярными органическими жидкостями. Высота единичного смектитового пакета равна 0,96 нм. Межплоскостные расстояния в природных смектитах колеблются от 1,25 до 1,55 нм. После насыщения этиленгликолем и глицерином межплоскостные расстояния увеличиваются до 1,69 и 1,78 нм. При прокаливании до 490*С они сужаются до присущих иллиту 1,0 нм. Межплоскостные расстояния, равные 1,25 нм, отвечают Na-разновидности смектита, имеющего в качестве обменного катиона в межпакетных промежутках Na+ и содержащего в этих промежутках один слой молекул воды. Са-смектит содержит в качестве обменных катионов Са2+ и способен удерживать два молекулярных слоя воды в межпакетных пространствах. В этом случае межплоскостные расстояния в монтмориллоните равны 1,55 нм. Природный смектит может представлять правильное чередование пакетов и водных слоев одной толщины или являться беспорядочной смесью пакетов, в различной степени гидратированных. Катионные замещения внутри октаэдрической и тетраэдрической решеток приводят к появлению широкой гаммы минералов диоктаэд- рического и триоктаэдрического типов. Выделяются три серии минералов смектитовой группы.

Диоктаэдрическая серия монтмориллонит-бейделлит. Крайний член этой серии - монтмориллонит - не имеет замещений кремния на алюминий в тетраэдрических слоях. Однако для него присуща частичная замена алюминия на магний в октаэдрическом слое. Наиболее часто встречающиеся разности - кальциевые и натриевые. У бейделли- 122

Рис. 33. Смектит (РЭМ, увел. 3000)Рис. 33. Смектит (РЭМ, увел. 3000)

Рис. 33. Смектит (РЭМ, увел. 3000)

Рис. 33. Смектит (РЭМ, увел. 3000)

та помимо замещений А1 на Mg и Fe в октаэдрической сетке замещена часть кремния в тетраэдрических слоях. Отношение Si/Al здесь равно 3/2. Существуют самые различные переходные разности между крайними членами серии. Железистый гомолог минералов этой серии называется нонтронитом.

Триоктаэдрическая серия стивенсит-сапонит. Это триоктаэдричес- кие аналоги вышеописанного монтмориллонита. Если октаэдрические катионные положения здесь заняты магнием,, то такая разновидность смектита называется стивенситом. При частичном замещении магния на литий возникает гекторит, а кремния на алюминий в тетраэдрическом слое - сапонит.

Серия феррисмектитов. Эти аутигенные железистые смектиты, широко развитые в океанических глубоководных осадках. Для обычных алюминиевых смектитов характерна высокая дисперсность слагающих частиц, размер которых по данным электронной микроскопии гораздо меньше 0,001 мм (рис. 33). Смектит обладает наибольшей, кроме вермикулита, емкостью поглощения. Это связано с распределением зарядов в элементарной ячейке минерала. Если у иллитов отрицательный заряд, равный 1,3-1,5, связан с некомпенсирован- ностью тетраэдрической сетки, вследствие чего он близко расположен к поверхности пакета, то в смектитах избыточный отрицательный заряд определяется некомпенсированностью октаэдрической решетки (0,65) и расположен в глубине пакета. Поэтому межслоевые катионы в смектите не связаны жестко с решеткой (как калий в иллите), а являются обменными. Емкость поглощения смектитов достигает 70-100 мг-экв на 100 г, тогда как в иллитах она не превышает 30 (иногда 40-45).

Следует отметить,, что отношение кремнезема к глинозему в

123

решетке смектита может меняться от 1/1 до 1/3. В первом случае имеет место максимальное заполнение октаэдрических позиций ионами А1 с дополнительными замещениями Si на А1 в тетраэдрических слоях (бейделлит).

Группа вермикулита. Вермикулит построен слюдистыми пакетами триоктаэдрического типа. Пакеты имеют избыточный отрицательный заряд вследствие замещений кремния на алюминий в тетраэдрических положениях и разделены между собой двумя слоями молекул воды. Частично этот избыточный отрицательный заряд компенсирован за счет замещений двухвалентных катионов трехвалентными в октаэдрическом слое. Однако остается некомпенсированным заряд, равный 1-1,4 на элементарную ячейку, который сбалансирован присутствием межслоевых способных к обмену катионов. Емкость поглощения у вермикулитов наибольшая среди глин. В качестве поглощенных катионов в природных вермикулитах выступает Mg вместе с Са, количество которого остается всегда незначительным. Межплоскостное расстояние вермикулита равно 1,4 нм, если в межслоевых позициях находятся Mg и Са, 1,2 нм - при преобладании Ва, Na и 1,0 нм - при насыщении вермикулита Н+ и NH3. От смектита вермикулит отличается высокой прочностью связи воды в структуре и отсутствием разбухания при насыщении не только глицерином, но и этиленгликолем. После нагревания межслоевые промежутки вермикулита сокращаются и его базальные расстояния становятся равными 1,0 нм. Этим он отличается от хлоритов, которые не меняются при нагревании.

Уолкер считает, что в естественном вермикулите вода находится в двух формах - ’’связанной” и ’’несвязанной”. Связанная вода окружает в виде гидратной оболочки из шести молекул воды один катион Mg, образуя своего рода октаэдрическую группировку. Несвязанная вода заполняет пространство между группами воды.

Группа хлоритов. В структурном отношении минералы этой группы отличаются тем, что трехслойные триоктаэдрические пакеты, имеющие характер строения подобный слюдистым минералам, чередуются с бруситовым слоем (Mg3(OH)6). В тетраэдрических слоях слюдоподобных пакетов кремний частично замещается алюминием. Вследствие этого слюдистый пакет приобретает отрицательный заряд, который и уравновешивается положительным зарядом бруситового слоя. Элементарная ячейка распространяется на два слюдистых и два бруситовых слоя. Различные члены группы хлорита отличаются друг от друга типом и количеством замещений в бруситовом слое, а также в тетраэдрических и октаэдрических слоях слюдяного пакета. Наиболее часты замещения Si на А1 и Fe3+ в тетраэдрических позициях и замещения Mg на Fe2+ в октаэдрических.

Бриндли и Гиллери описали хлориты диоктаэдрического типа,

состоящие из мусковитоподобного слюдистого и бруситового слоев (судоиты). Встречаются и триоктаэдрические разновидности, содержащие Mg в октаэдрическом слое алюмосиликатного пакета, построенного по типу талькового. Описана и железистая разновидность триокта- эдрических хлоритов, в которой место Mg занято Fe2+. Однако значительно чаще встречаются промежуточные формы, содержащие в октаэдрических сетках как Fe2+, так и Mg. Хлориты не разбухают при насыщении глицерином или этиленгликолем, однако разлагаются при обработке теплой (80’С) НС1.

Состав хлоритов зачастую характеризует обстановку осадконакопления. Так, Mg-хлориты характерны для содовых озер, а железисто- магнезиальные диоктаэдрические разности, как правило, являются минералами терригенной природы и наследуются осадком от древних пород.

Группа палыгорскита и сепиолита. Палыгорскиты представляют собой алюмомагнезиальные силикаты, в которых алюминий и магний присутствуют приблизительно в равных количествах. Для минералов этой группы характерно волокнистое строение. Структура палыгорскитов составлена сдвоенными кремнекислородными цепями, которые направлены параллельно оси с и соединены друг с другом через атомы кислорода, расположенные на их продольных концах. Вершины тетраэдров обращены попеременно ’’вверх и вниз” (в разные стороны). Слои сцеплены друг с другом посредством катионов, находящихся в шестерной координации, т. е. через своего рода октаэдрический слой. Вода заполняет оставшиеся пустоты.

Сепиолит - это магниевый силикат, имеющий структуру, близкую палыгорскитовой. В элементарной ячейке сепиолита содержится восемь октаэдрических катионов (у палыгорскита - пять). Полагают, что палыгорскиты и сепиолиты являются образованиями, промежуточными между ди- и триоктаэдрическими сериями смектита, формировавшимися в условиях дефицита А1. На электронных микрофотографиях они легко узнаются по игольчатой форме агрегатов.

Смешанослойные минералы. К минераламсмешанослойно- го типа всеобщее внимание привлекли работы Ч. Уивера, показавшего на 6000 образцах, что почти в 70% естественных комплексов глинистых минералов встречаются в том или ином количестве смешанослойные структуры. Согласно Мак-Юану, выделяются три их типа:

упорядоченные, в которых слои различной природы, скажем А и В,переслаиваются по определенному закону, например, АВАВАВ...;

неупорядоченные, в которых слои различной природы переслаиваются без видимой закономерности;

так называемые зональные с тенденцией к сегрегации; здесь ’’зоны” минерала состоят из значительного числа пакетов одного типа, чередующегося с единичными слоями или зонами другого типа (минерала). £25

Наиболее редки упорядоченные смешанослойные образования. В глинистых породах они обычно встречаются вместе с родственными неупорядоченными минералами и образуют с ними гамму постепенных переходов.

А. Г. Коссовская подразделяет все смешанослойные минералы на две группы: триоктаэдрическую - с тальковым типом строения трехэтажного пакета и диоктаэдрическую - с пирофиллитовым типом. В каждой из этих групп можно выделить два семейства. В первом переслаиваются алюмосиликатные пакеты типа иллитовых с обязательным калием в межслоевых позициях и слюдистые же пакеты, но без калия, в которых сбалансирование решетки идет за счет обменных катионов (Са, Na, Mg и др.), либо за счет промежуточного бруситового, как у хлоритов, слоя. Благодаря различным сочетаниям пакетов описанного типа, появляется целая гамма смешанослойных минералов: иллит-смектитовых, иллит-хлоритовых, иллит-вермикулитовых и т.д. Второе семейство будет характеризоваться отсутствием калия в межслоевых промежутках и соответственно чередованием промежутков различного типа от хлоритовых до смектитовых.

Упорядоченные смешанослойные образования ведут себя не как смеси, а как настоящие минералы. Их межплоскостное расстояние равно сумме расстояний чередующихся слоев. Им даются названия. Например, часто встречающийся в осадочных породах хлорит-смекти- товый упорядоченный минерал, имеющий межплоскостное расстояние, равное (1,4+1,4)2,8 нм, назван корренситом. Для неупорядоченных смешанослойных структур строгий период повторяемости отсутствует. Ближайшие линии различных компонентов в них интерферируют и возникает единый рефлекс. Наиболее распространены в осадочных породах смешанослойные минералы иллит-смектитовой природы.

Генезис и распространение глинистых минералов. Глинистые минералы возникают и развиваются на поверхности и в недрах Земли, в морских, озерных и пустынных условиях, на этапах седиментогене- за, диагенеза и катагенеза, в условиях гидротермального и метаморфического процессов. Однако наиболее характерны глины для осадочного процесса, который мы'и будем рассматривать. На протяжении полного геохимического цикла существования осадочной породы от формирования осадка в седиментационном бассейне, включая этап разрушения и транспортировки продуктов преобразования исходных материнских пород (если таковые участвовали в седиментационном процессе), до его полного превращения в метаморфическую, глинистая порода проходит ряд этапов в своем развитии.

Состав глин подготавливается тектоническими и климатическими условиями и в значительной мере всем ходом геологического развития прилегающей к бассейну осадконакопления территории. Как показали исследования современных осадков, гипергенез (выветрива- 126

ние) материнских структур играет огромную роль в формировании минерального состава глинистых илов, нередко накапливающихся за сотни и тысячи километров от места разрушения исходных пород. Обстановки гипергенеза прежде всего определяют состав пелитовых, т. е. глинистых фракций осадков. Преобладание физических агентов выветривания над химическими благоприятствует сохранению минеральной структуры разрушающейся материнской породы и переносу ее в малоизмененном виде во вновь формирующийся осадок. Усиление же химических процессов выветривания, среди которых решающая роль принадлежит гидролизу, приводит к значительному преобразованию исходной минеральной структуры и появлению широкой гаммы вновь образованных глинистых минералов, концентрирующихся в почвах и корах выветривания вместе с оксидами и гидроксидами алюминия, кремния,железа.

Возрастанию скорости гидролиза благоприятствуют повышение температуры и низкие значения pH. В жарких странах, где среднесуточная температура приближается к ЗО’С, скорость гидролиза возрастает в 4 раза по сравнению со странами, в которых температура не превышает 10°С. Выщелачивание в течение влажного сезона поддерживается интенсивным промыванием, скорость которого в тропиках выше в 5 раз, нежели в умеренном климате. Наконец, концентрация водородных ионов, зависящая от содержания кислых гуминовых кислот в почвах и азотной кислоты в дождевых водах, возрастает в тропиках в 10 раз. Суммарная скорость химического выветривания увеличивается, таким образом, в 200 раз. Именно поэтому тропические страны являются областями активного химического выветривания.

В процессе выветривания коренных пород формируются элювий, почвы и коры выветривания. Элювий, как правило, содержит малоиз- мененные обломки этих пород. Чтобы понять, какие глинистые минералы возникают в различных климатических обстановках в зоне гипергенеза, нужно рассмотреть состав различных почв и кор выветривания, развитых в тех или иных климатических поясах Земли.

В почвах холодных и пустынных стран из-за вялого течения гидролиза накапливаются глинистые минералы, повторяющие по составу материнские породы. Чаще всего они представлены иллитом и хлоритом. Мы сталкиваемся здесь с наследованием молодых глин от древних толщ. В буроземах вверх по почвенному профилю возрастает содержание иллита на фоне постепенного уменьшения роли хлорита. В подзолистых почвах и подзолах умеренных стран в почвенном профиле наблюдается отчетливое изменение минерального состава глинистой фракции. Снизу вверх, по мере возрастания интенсивности выветривания, уменьшается содержание хлорита и иллита. Одновременно появляются смешанослойные иллит-вермикулитовые и хлорит-верми- кулитовые образования, а затем и собственно вермикулит. Полностью

исчезает смектит, если он входил в состав исходной материнской породы, и сохраняется (но не возрастает по содержанию) каолинит.

В железистых почвах жаркого климата иллит, смектит и каолинит встречаются в различных соотношениях. Унаследованный от исходных пород иллит наблюдается в незрелых почвах. Каолинит преобладает при хорошем дренировании и в кислой среде. Смектит накапливается в условиях слабого дренирования почв. Железистые почвы в областях субтропического (средиземноморского) климата характеризуются промежуточным составом глинистых фракций между почвами умеренной и влажной тропической зон. Однако здесь появляется ряд новых минералов, которые малохарактерны для почв умеренной зоны.

Отдельно стоят так называемые известковые почвы субтропических и тропических стран, к которым относится и чернозем. Эти почвы отличаются высоким содержанием катионов Са и Mg, что благоприятствует формированию смектита. Действительно, они имеют преимущественно смектитовый состав.

Латеритные почвы покрывают обширные тропические области земного шара. В верхних горизонтах латеритного профиля наблюдается интенсивное накопление каолинита и гиббсита. Первый характерен для горизонтов, насыщенных водой, второй возникает лишь в зонах интенсивного дренирования либо непосредственно из материнских пород, либо косвенно за счет каолинита. Таким образом, обилие воды и повышенная температура в тропической зоне благоприятствуют полному гидролизу силикатов исходных подстилающих пород. После удаления выщелоченных ионов возникают три минерала - гетит, гиббсит и каолинит, которые и выносятся при размывании латеритных почв.

Таким образом, при субаэральном континентальном выветривании в почвах и корах выветривания возникает целый ряд новообразованных глинистых минералов, предпочтительное накопление которых зависит от интенсивности гидролиза и выщелачивания и определяется климатическими условиями среды. Для стран умеренного климатического пояса характерно накопление в почвах и корах выветривания, помимо унаследованных глинистых минералов, вермикулита, смеша- нослойных образований различного состава. Для зоны субтропического климата наиболее типичными являются смешанослойные минералы иллит-смектитового типа и смектит. Во влажном тропическом климате идет интенсивное новообразование каолинита, а вместе с ним различных гидроксидов железа и алюминия, главным образом гиббсита и гетита.

После размыва почв и кор выветривания минералы попадают в седиментационные бассейны и откладываются в виде аллювиальных, озерных или морских осадков в соответствующих поясах климата.

При изучении глинистых минералов в континентальных отложени-

ях на примере современного аллювия было установлено, что они наследованы либо от почв и кор выветривания, развитых на водоразделах, либо суммируют состав материнских пород, по которым развиты эти почвы и коры. В процессе транспортировки глинистые минералы почти не претерпевают изменений. При переходе от русловых к дельтовым фациям наблюдается некоторое улучшение окристаллизо- ванности иллита, иногда появляется хлорит. Эти изменения, видимо, связаны с осаждением взвешенных глинистых частиц в зоне смешения пресных и морских вод, т. е. в среде, насыщенной катионами.

Озерно-ледниковые и моренные отложения содержат в качестве основного компонента пелитовых фракций иллит. С ним чаще всего ассоциируют хлорит, иногда каолинит. Одним из интересных типов континентальных отложений являются сидеролитовые или железистооолитовые образования. В этот комплекс пород включают пачки светлого (белого) песчаника, пластичных глин, перекрытых озерными известняками и окремнелыми породами. Внутри пачек встречаются горизонты железистых конкреций и пизолитов. С подобными комплексами генетически связаны месторождения каолина, которые образуются за счет реликтов и продуктов переотложения мощных латеритных кор выветривания. Глины в широко распространенных красноцветных отложениях сложены, как правило, минералами, унаследованными от древних пород, разрушающихся на возвышенностях. Если накопление красноцветных формаций происходит в условиях интенсивной денудации области сноса и скорость седиментации велика, то глинистые минералы не успевают трансформироваться и переходят во вновь образованные осадки почти в неизмененном виде. В целом для красно- цветов характерен иллит-хлоритовый состав комплексов глинистых минералов.

В угленосных преимущественно континентальных отложениях преобладающими являются также глинистые минералы группы иллита, которым сопутствуют хлорит и смешанослойные образования. Каолинит присутствует очень часто, особенно вблизи угольных пластов. Подугольные глины являются примером изменения глинистых минералов под воздействием кислых вод: хлорит преобразуется в вермикулит, а иллит - в смешанослойные минералы. Каолинит, изначально формирующийся в кислых болотных условиях, остается устойчивым и накапливается. Во многих случаях при изучении древних угленосных формаций отмечается интенсивное превращение смешанослойных минералов в каолинит.

Эоловые и частично озерные отложения сохраняют унаследованный характер глинистых минералов. В некоторых осолоняющихся континентальных озерах происходят довольно интенсивные новообразования глинистых минералов, прежде всего магнезиальных: сапонита, Mg-хлорита, палыгорскита и сепиолита. Некоторые авторы отмеча- 5-Ю. Бурлим и др. 129

ют факт трансформации смектита в иллит в засолоненных озерах вследствие высокой минерализации и щелочности вод.

В итоге можно сказать, что в минеральном составе глин из континентальных формаций запечатлен основной спектр минералов, которыми сложены породы, развитые в областях питания. Некоторые из них содержат значительное количество продуктов преобразования этих пород, например сидеролитовые и угленосные толщи или новообразованные глины (отложения озерных осолоненных водоемов).

Глинистые осадки чрезвычайно широко представлены в современных морских и океанических водоемах. Они известны на шельфе в составе мелкоалевритовых, крупноалевритовых и песчанистых илов, но областью их преобладающего накопления являются континентальные склоны и ложе океанов, где глинистые минералы участвуют в сложении красных глубоководных глин, фораминиферовых, радиоляриевых, птероподовых и диатомовых илов. Несмотря на многообразие фациальных обстановок накопления глинистых осадков, состав их в пределах одного и того же климатического пояса остается в целом постоянным на огромных пространствах. Согласно А. П. Лисицыну и другим исследованиям, в осадках ложа океана полярных и умеренных широт накапливаются в основном иллит и хлорит, в субтропических областях - иллит и смектит с примесью смешанослойных образований, в поясах тропического климата - смектит-каолинитовые илы. Указанная закономерность выдерживается в Атлантическом и Тихом океанах и несколько нарушена в Индийском, где крупнейшие реки Ганг и Инд выносят в тропическую область огромное количество продуктов денудации высочайших в мире горных сооружений Гималаев и Куэнь- Луня - иллита и хлорита (рис. 34).

В некоторых районах Мирового океана в осадках резко возрастает содержание смектитов: бейделлита и феррисмектита. Эти районы, как правило, примыкают в областях высокой вулканической активности к островным дугам и. активным окраинам континентов. В морских вулканических отложениях отчетливо прослеживаются изменения в пирокластическом материале, ведущие к возникновению минералов смектитовой группы.

Широтнозональный характер размещения основных глинистых минералов в осадках ложа Мирового океана указывает на их терригенное происхождение. Действительно, как было показано выше, именно иллит и хлориты типичны для почв холодных и умеренных климатических поясов, тогда как в почвах и корах выветривания тропических стран концентрируются вновь образованные в процессе гидролиза смектит и каолинит.

Существует, однако, и различие по составу между континентальными и океаническими современными отложениями, особенно в умеренных широтах. Если осадки тропических зон содержат преиму- 130

Рис. 34. Количественное распределение иллита в донных осадках западной окраины Индостана. Содержания во фракции менее 0,001 мм, %: 1—0—10,2-10-30; 3-30-50; 4-50-70,5 > 70

щественно материал, поступивший в море при эрозии континентальных почв и кор выветривания, т. е. вновь образованных минеральных образований, то в глинистой фракции океанических илов, развитых в умеренных и холодных широтах, концентрируется терригенный материал, мобилизованный при эрозии древних осадочных и метаморфических толщ. Лишь в небольшой части он отражает состав почв и кор выветривания, распространенных в тех же широтах на континентах. Действительно, как упоминалось выше, в подзолах и подзолистых почвах умеренных широт развиваются вермикулит и вермикулитсо- держащие смешанослойные образования. Смешанослойные минералы различного состава характерны и для других типов почв в умеренных широтах. Тем не менее, океанические осадки голоценового и плейстоценового возраста почти не содержат вермикулита и лишь в незначительной степени обогащены смешанослойными образованиями.

Возраст глинистых минералов- в тонкопелитовой части глубоководных осадков в умеренных широтах океана, определенный калийаргоновым методом, оказался палеозойским. Так, выяснилось, что минеральный состав пелагических глубоководных глин в умеренных широтах сложен тонкой терригенной взвесью, поступающей с континентов, и возникает при разрушении древних, в основном палеозой- 5-

ских, осадочных и метаморфических пород. В субтропические и тропические широты поступает другой глинистый материал, мобилизованный при разрушении почв и кор выветривания. Так, к западу от Австралии в Индийском океане было оконтурено огромное поле глубоководных осадков, обогащенных каолинитом, который выдувается ветром из кор выветривания латеритного типа, имеющих на западе Австралийского щита эоценовый возраст.

Таким образом, обломочная природа основной массы глинистого вещества в океанических осадках несомненна. Однако здесь широко развиты и процессы новообразования как слоистых, так и цепочечнослоистых силикатов. Это прежде всего упомянутые выше смектиты: бейделлит с высоким содержанием К и иногда сапонит, развивающиеся по вулканическому пеплу. Не менее широко в осадках абиссальных котловин представлен феррисмектит, образующий замысловатой формы агрегаты (розетки, шипы и др.) в поровом пространстве пелагических красных глин. Это минерал диагенетического происхождения ди-, триоктаэдрического типа, обедненный А1, место которого в октаэдрическом слое занято Fe3+ и Ее2-1". Другая, диоктаэдрическая разновидность железистых смектитов - нонтронит - характерна для осадков, образующихся в зонах активной подводной гидротермальной деятельности, т. е. в районах срединно-океанических хребтов и трансформных разломов. Нонтронит, встречающийся в парагенезе с филлипситом, отличается слабой окристаллизованностью и повышенным содержанием Mg в структуре. Гидротермальную природу имеют сепиолит и палыгорскит, обнаруженные в осадках вблизи Гавайского вулканического хребта в Тихом океане и у подводных гор Святого Павла в Атлантическом.

Для отложений шельфов и континентальных склонов характерны другие новообразования. Это глаукониты и бертьерин (шамозит), формирующиеся на поверхности осадков в районах с низкими скоростями седиментогенеза. В шлифах нередко можно видеть раковины фораминифер, камеры которых заполнены буровато-зеленой зернистой массой. В дальнейшем раковины разрушаются, а высвободившиеся зерна разрастаются, приобретают сферическую, иногда овальную форму и типичное для глауконитов агрегатное строение. Осадок, преимущественно составленный глауконитовыми зернами песчано- или крупноалевритовой размерности, концентрируется у кромки шельфа, т. е. на перегибе его в континентальный склон и в верхней части склона, там, где наблюдается эпизодический или постоянный подъем глубинных вод.

В отличие от глауконита бертьерин формируется в прибрежной части шельфа, иногда в пределах срединной шельфовой равнины на глубинах от 20 до 120 м. Указанные минералы не встречаются вместе: глауконит характерен для шельфов и склонов умеренных и аридных 132

климатических зон, а бертьерин широко представлен на шельфах во влажных тропиках, например на шельфе Западной Африки. Следует отметить, что в прошлом были эпохи интенсивного аутигенного образования морских слоистых силикатов, причем не только глауконитов или бертьеринов (которые в гранулометрическом отношении представляют собой песчаники либо алевролиты), но и истинно глинистых осадков, сложенных тонкодисперсным глинистым веществом. Такие отложения широко распространены в периконтинентальных бассейнах Африки, где в палеоцене и эоцене в нормально морских условиях отлагались смектитовые и палыгорскитсодержащие илы. Г. Сланский, а затем Ж. Милло описали определенную сменяемость глинистых минералов в разрезах морских и лагунных отложений этого возраста. Снизу вверх, а также от берега в глубь бассейна смектит постепенно сменяется палыгорскитом, иногда сепиолитом. При этом минералы с большим содержанием магния тяготеют к центральным частям бассейна, а минералы, более обогащенные алюминием (смектиты), формируются ближе к континентальным источникам питания.

Палыгорскит-сепиолитовые осадки, вероятно, формировались при ограниченном доступе морской воды внутри отшнурованных от океана и осолоненных лагун в условиях семиаридного климата. Вынос солей с континента благоприятствовал этому.

Постседиментационные преобразования глин. Прежде чем перейти от рассмотрения вопросов седиментогенеза глин к процессам их постседиментационных преобразований, коротко остановимся на понятиях трансформации, деградации и аградации глинистых минералов.

Под трансформацией глинистых минералов понимают такие их изменения, при которых сохраняется структурный тип минерала - двух- или трехслойное строение элементарного пакета. Наиболее распространены преобразования трехслойных минералов. Существуют так называемые ряды трансформаций. Например, для трехслойных минералов известны следующие: 1) биотит - хлорит; 2) биотит - три- октаэдрический вермикулит; 3) хлорит - триоктаэдрический или диоктаэдрический вермикулит; 4) иллит - смешанослойный иллит - вермикулит; 5) вермикулит - смектит; 6) иллит - смектит и др.

Известны трансформации и для двухслойных минералов: каолинит-галлуазит; каолинит-неупорядоченный каолинит (файрклей). При перестройке элементарного пакета из двухслойного в трехслойный и обратно также можно говорить о трансформации. Новообразованными глинистые минералы следует считать лишь в тех случаях, если предполагается, что они возникли из растворов, образовавшихся при разложении других минералов. Возможно, что именно так происходит каолинизация иллита. В вышеприведенных рядах трансформации могут идти как в ту, так и в другую стороны. Если трансформация

сопровождается выносом вещества, мы говорим о деградации глин. Если же происходящие преобразования связаны с присоединением вещества и ростом, совершенствованием кристаллической структуры, то говорят об аградации глин.

Деградация глинистых минералов чаще всего связана с обстановками выветривания, когда в условиях интенсивного промывания происходит вынос вещества из кристаллических решеток минералов (прежде всего вынос межслоевых катионов, с чем связано раскрытие решеток). Обратное явление чаще всего заключается в преобразовании минералов с подвижной, разбухающей решеткой в слоистые силикаты с консервативной структурой, все более приближающейся к структуре слюд и хлоритов. Это преобразование нельзя, однако, сводить только к замещению межслоевых катионов, скажем к насыщению калием микрочешуйчатых агрегатов смектита. Для истинного его преобразования в иллит необходимы изменения в самой решетке. При длительном пребывании иллитов в обстановке гипергенеза, они необязательно трансформируются в вермикулит, смектит или смешанослойные минералы. Очень часто иллиты теряют лишь значительную часть межслоевых катионов (калия) и приобретают способность к частичному разбуханию. Однако это все еще иллиты, так как в обстановке, богатой калием, они способны к быстрой регенерации и совсем теряют способность к разбуханию. В этом случае говорят о деградированных иллитах.

Процессы аградации широко распространены на постседиментационной стадии изменения осадков. Частичная аградация происходит уже при транспортировке деградированных продуктов в седиментационном бассейне. Часто констатируют повышение упорядоченности и кристалличности глинистых минералов в составе взвеси после того, как она попадает из пресных вод в морские.

Таким образом, аградация представляет собой преобразование возникших при выветривании деградированных продуктов в глинистые минералы с нормальной структурой. Различается целая гамма процессов, ведущих к аградации - от простой фиксации катионов до полной реорганизации кристаллической структуры. Преобразования захватывают один слой за другим, и поэтому исследователь сталкивается с разнообразными смешанослойными минералами.

В качестве общего вывода можно сказать следующее: для этапа выветривания характерны процессы трансформации глинистых минералов по типу деградации, для этапа седиментогенеза - наследование глинистых минералов от древних толщ или почв и кор выветривания, наконец, для постседиментационных стадий преобразования осадков - трансформация путем аградации глинистых минералов.

С самым ранним этапом диагенеза, характеризующегося окислительной или нейтральной обстановкой связано образование глаукони- 134

тов и бертьерина в морской среде, магнезиальных хлоритов и Fe-ил литов в осолоняющихся озерах, и т. д. На следующем этапе диагенеза, когда начинается обмен катионами между минеральными составляющими осадка и иловыми водами, происходит интенсивное преобразование вулканических продуктов извержений в минералы группы смектита, возникновение в ряде случаев палыгорскита и сепиолита.

На последующих этапах происходит перераспределение новообразованных минералов, формирование конкреций, уплотнение и окаменение осадка, т. е. превращение его в породу. В это же время наблюдается дегидратация многих минералов, в том числе первичная дегидратация глин, в результате которой глинистые минералы теряют значительную часть несвязанной, седиментационной влаги, находящейся преимущественно в порах. В процессе уплотнения и увеличения давления возрастает степень ориентировки глинистых частиц, базальные плоскости которых располагаются перпендикулярно к направлению сжатия. Поровое пространство, имеющее вначале обширную пустотную и многоканальную структуру, в конце диагенеза резко сокращается до узких каналов шириной в микрометры и отдельных изолированных пор.

Вместе с тем, поздние стадии диагенеза не характеризуются значительными и далеко идущими минеральными преобразованиями в глинистых породах. Более изменчивы на этих этапах глинистые цементы песчаников и алевролитов. Например, вынос вещества из глинистых прослоев и фильтрация иловых растворов через песчаники приводит к изменениям первичного глинистого цемента. В пустотах между кластическими зернами развивается каолинит или новообразованный иллит, характерным признаком последнего является удлиненно-пластинчатая форма агрегатов. Каолинит же, образующийся в порах проницаемых пород, обладает прекрасной окристаллизованностью: в поле электронного микроскопа можно видеть четкие гексагональные формы пластинки каолинита. В бескарбонатных глинистых породах нередко наблюдается большее содержание каолинита и хлорита по сравнению с соседними прослоями, обогащенными карбонатами или конкрециями. Это может свидетельствовать о том, что состав глйнис- тых минералов на постседиментационных стадиях существования породы может существенно меняться. Конкреции и карбонатные породы литифицируются гораздо раньше, чем глинистые породы. В них фиксируется изначальный состав осадка или тот, который сложился на стадии диагенеза. Если же конкреции завершают свое образование в раннем катагенезе, их состав отражает минеральные изменения, происшедшие в породе в раннем катагенезе.

При изучении диагенетических конкреций мы часто устанавливаем явное увеличение содержания таких глинистых минералов как хлорит, образование которого протекает с фиксацией магния. В ран-

нем катагенезе процесс их формирования прекращается. При переходе от диагенеза к раннему катагенезу преимущественная адсорбация магния сменяется адсорбацией калия, запас которого постоянно увеличивается в среде за счет продолжающегося при погружении пород разрушения калиевых полевых шпатов и биотита. Наиболее широко идущий процесс с фиксацией К+ - это превращение смектита в иллит (гидрослюду).

Так называемая гидрослюдизация смектитов, наблюдающаяся во многих седиментационных бассейнах и затрагивающая отложения самого разного возраста, осуществляется постепенно в течение огромного промежутка времени и в пределах значительного диапазона глубин. Эти трансформации включают несколько этапов. Вначале образуются смешанослойные минералы с небольшим содержанием иллитовых пакетов. Их количество неуклонно растет вплоть до полного исчезновения эффекта разбухания в глинах и образования чистых разностей иллита. В результате изучения глинистых пород миссисипского и пенсильванского возраста (США), погруженных на разные глубины, Ч. Уивер пришел к заключению, что в диапазоне свыше 3000 м смектит сменяется смешанослойными иллит-смектитовыми минералами, в которых доля иллитовых пакетов возрастает с глубиной. На глубинах 4500-5100 м в смешанослойных глинистых минералов этого типа отношения иллита к смектиту составляет уже примерно 7/3. При более глубоком захоронении разбухающие пакеты в них полностью исчезают. Ч. Уивер делает вывод, что, вероятно, этим процессом можно объяснить отсутствие смектита в относительно древних палеозойских ’’осадках”. В эоценовых породах формации уилкокс вблизи побережья Мексиканского залива Барет наблюдал превращение смектита в иллит на гораздо меньшей глубине. Смектит, широко распространенный в поверхностных обнажениях этой формации, ниже 900 м присутствует в значительно меньшем количестве, а на глубине 2700-3000 м под толщей перекрывающих осадков практически уже не встречается. Он замещается смешанослойной фазой, в которой в интервале глубин 900-4200 м увеличивается число межпакетных промежутков, утративших способность к разбуханию. Эта фаза трансформируется в иллит.

А. Г. Коссовская, Г. Н. Перозио, А. И. Конюхов и другие описали стадиальные превращения смектита в иллит на примере осадочных формаций разного возраста, развитых в различных регионах СССР. Г. И. Теодорович и А. И. Конюхов предположили, что глубина преобразования разбухающих компонентов глинистых пород в катагенезе определяется кроме других факторов еще и ресурсом в ней калия. Наличие в составе глинистых и переслаивающихся с ними песчаноалевритовых горизонтов обломочных компонентов, обогащенных калием, является важным условием быстрого преобразования разбухающих компонентов глинистого вещества. При разложении обломоч- 136

ных компонентов в диагенезе и катагенезе высвобождается большое количество калия, который, перераспределяясь внутри глинистой толщи, способствует быстрому завершению трансформации смектита в иллит, скрепляя между собой отдельные алюмосиликатные пакеты. При обедненном вещественном составе песчано-алевритовой части глинистых пород (отсутствии песчано-алевритовой примеси в мощных глинистых толщах), в породе возникает дефицит калия, что приводит к незавершенности процесса гидрослюдизации: глины с потерей ими большей части межслоевой воды не теряют способности к разбуханию. Трансформация смектита завершается здесь на гораздо более поздней стадии катагенеза, когда источником калия становятся минеральные компоненты, неустойчивые в условиях больших температур и давлений. Описанный процесс, как мы увидим ниже, чрезвычайно важен для реализации нефтепроизводящих качеств глинистых пород.

Помимо смектита стадиальные превращения испытывают и другие разбухающие минералы. Вермикулит превращается в хлорит. Различные смешанослойные образования также постоянно изменяются с приобретением свойств консервативной решетки либо в сторону иллита, либо в сторону хлорита. Каолинит постепенно упорядочивается, т. е. происходит некоторая перестройка его структуры с изменением параметров элементарной ячейки. На стадии глубинного катагенеза (метагенеза) появляются такие минералы каолинитовой группы как диккит и накрит, характеризующиеся большим совершенством отдельных кристаллов и увеличенными параметрами элементарной ячейки. Описаны превращения псевдослоистых силикатов: сепиолита - в тальк. На стадии метагенеза все богатство и минеральное разнообразие ассоциаций глинистых минералов в осадочных породах постепенно утрачивается, сводясь к парагенезису двух минералов: иллита и хлорита.

При погружении на большие глубины огромная масса осадочных пород различного возраста затрагивается процессами глубоких преобразований. Это приводит к появлению в литосфере огромных масс иллита и хлорита. Благодаря орогеническим подвижкам в земной коре, метаморфизованные породы в конечном итоге выводятся затем на поверхность в зону гипергенеза. Их последующее выветривание сопровождается поступлением иллита и хлорита в седиментационные бассейны. Там, где преобладают физические агенты выветривания, эти минералы в малоизмененной форме достигают зон прогибания, где и отлагаются. Таким образом, иллит и хлорит - это в большинстве своем минералы катагенетического происхождения.

Возвращаясь к вопросам седиментогенеза глин, следует заметить, что эпохи наивысшей тектонической (орогенной) активности должны были способствовать накоплению этих минералов во вновь образуемых осадочных толщах, тогда как периоды тектонического покоя 137

благоприятствовали накоплению в осадках разбухающих фаз и каолинита.

Изучению преобразований глинистых минералов в нефтяной геологии придается особое значение. С одной стороны, это связано с проблемой эмиграции образовавшихся УВ (рассеянной микронефти) из материнских глинистых пород, с другой стороны, с процессами изменения вещества в коллекторах с глинистым цементом или даже формированием коллекторских свойств в самих глинах.

Как уже неоднократно упоминалось, уплотнение глин сопровождается последовательным выделением все новых порций воды. Выжимание это носит стадийный характер и зависит в числе других причин от того, какого типа вода выделяется на данном этапе из глин. Помимо относительно свободной поровой воды жидкого состояния, в глинах на свободных плоскостях чешуек и, главным образом, в межпакетных полостях находится вода в особом состоянии (типа жидкого кристалла), достаточно прочно связанная со структурой минералов. В конце диагенеза и начале катагенеза удаляется относительно свободная поровая влага, вместе с ней отжимается и избыточное количество слабо связанной межпакетной воды. Это первая стадия дегидратации по Барету. Для отжатия прочно связанной воды необходимо не только более сильное сжатие, но и повышение температуры. Возрастание тепловой энергии приводит к заметному увеличению подвижности молекул воды, часть их переходит из связанного состояния в свободное. При достижении породами определенной глубины с необходимыми температурами начинается вторая стадия дегидратации по Барету. Для разбухающих разностей, например, смектита, критической температуре отвечает интервал 93-110°С. Вода, выделяющаяся на второй стадии дегидратации, составляет 10-15% общего объема осадков. Плотность ее в связанном состоянии выше обычной (от 1,15 до 1,5 и даже до 1,7 г/см3).

Начальную фазу второй стадии дегидратации Барет связал с появлением в комплексе глинистых минералов преимущественно монтмориллонитового состава значительного количества смешанослойных образований монтмориллонит-гидрослюдистого типа. В исследованном Баретом районе (побережье Мексиканского залива) по разрезам скважин были определены как границы начала обезвоживания монтмориллонита, так и те температуры, при которых началось это обезвоживание второй стадии. Д. Б. Шоу рассчитал глубины и температуры дегидратации глин более чем по 2000 месторождениям США. Ему удалось установить, что в то время как глубины обезвоживания менялись в пределах 1280-4850 м, температуры, при которых происходил этот процесс, колебались в пределах 83-11 ГС. Различные глубины в первую очередь связываются с различной напряженностью теплового поля.

Согласно геохимическим исследованиям именно во время второй стадии дегидратации разбухающих глин происходит перемещение в них и из них помимо воды и других флюидов - образовавшихся нефтяных УВ. Критические температуры этой стадии совпадают с температурами, необходимыми для широкого развития процессов термокаталитического разложения органического вещества, при которых происходит массовое генерирование УВ. Следовательно, вторая фаза дегидратации глин очень близко соотносится во времени, если не совпадает, с главной фазой нефтеобразования, установленной Н. Б. Вассоевичем. Микронефть, генерированная породой, получает возможность выйти из нее вместе с водой. Происходит как бы самопро- мывание глинистых горизонтов, приводящее к удалению из нее образовавшихся битумоидов. Косвенным свидетельством этого является залегание многих нефтяных залежей (в районе Мексиканского залива более 5000) на 400-500 м выше глубин второй стадии дегидратации, что может быть объяснено вертикальной миграцией. Уже само это свойство глин кажется неоценимым для последующего нефтегазо- накопления. И вот тут-то встает вопрос о роли в нефтегазообразовании глин различного состава. Как мы помним, не все глины обладают способностью к набуханию и, следовательно, не все заключают в себе межслоевую воду. Каолинитовые, иллитовые и хлоритовые глины не способны к набуханию и низкотемпературная вода представлена в них в основном поровой, которая удаляется еще в диагенезе, и не может на стадии катагенеза обеспечить достаточно мопщый исход флюидов, способный вынести из породы генерированные ею углеводороды. Может быть именно поэтому некоторые высокобитуминозные толщи глинистого состава сохранили значительную часть микронефти как бы в запечатанной форме. По-видимому, вяло протекавшая дегидратация на второй стадии обезвоживания глинистого вещества не обеспечила эмиграцию нефтяных флюидов из породы.

В разбухающих и неразбухающих глинах органические полимолекулы по-разному соотносятся с глинистым материалом. В смектитах, вермикулитах и других слоистых силикатах органические молекулы могут входить в межпакетные пространства глинистых частиц, что благоприятствует их сохранению на биохимических стадиях диагенеза. Поэтому в разбухающих разностях глин органическое вещество в значительно большей степени сохраняет свою лабильную структуру, чем в неразбухающих.

ТЬким образом, если в начальную фазу постседиментационной истории неразбухающие и разбухающие глинистые осадки во многом

равноценны по своим нефтепроизводящим свойствам, так как и те и другие содержат, как правило, одинаковые концентрации ОВ в одних и тех же фациальных условиях, то при реализации этих свойств на стадии катагенеза их роль во многом иная. Горизонты, сложенные преимущественно неразбухающими разностями глин, по-видимому, в значительной мере не реализуют свой нефтегазопроизводящий потенциал, тогда как разбухающие глинистые породы более полно реализуют его, генерируют (и отжимают) и отдают нефть в коллекторские горизонты. Углеводороды в толще неразбухающих глин до времени остаются запечатанными. В природе, однако, редко встречаются чистые минеральные разности глин с одинаковыми свойствами. Они, как правило, имеют полиминеральный состав. И поэтому редкие глины совершенно лишены межслоевой воды. Уровень содержания последней корректируется с уровнем возможной эмиграции из породы нефтяных флюидов на средней стадии катагенеза, совпадающей с главной фазой нефтеобразования. Следовательно, любая толща глинистого состава способна генерировать и отдавать микронефть, однако, в преимущественно разбухающих глинах этот процесс протекает несравненно шире и масштабнее, чем в неразбухающих.

Надо сказать, что фазой нефтеобразования не заканчивается история ОВ в глинистых породах. После главной фазы нефтеобразования, которая затухает, когда углефикация ОВ достигает ступени, отвечающей углям марки К, наступает главная фаза газообразования. Вот здесь-то, по-видимому, на первый план выходят те глинистые образования, которые слабо проявили себя на предыдущей стадии. Эмиграция УВ идет уже в газообразной форме и тяжелые УВ, постепенно разламываясь на более легкие, циклизуясь и т. д., получают возможность покинуть глинистую породу. В результате анализа поведения глин различного состава в катагенезе, можно прийти к выводу, что в то время как один из них (разбухающие) с наибольшей вероятностью участвуют в процессе нефтеобразования, другие (неразбухающие) обеспечивают газообразование в осадочной толще. Насколько это верно, покажут будущие исследования. Однако уже сейчас полезно вспомнить подсчеты Ч. Уивера, установившего приуроченность нефтепродуктивных комплексов в нефтегазоносных бассейнах на территории США к осадочным формациям преимущественно смектитового состава, которые представляют собой важное доказательство значительной роли разбухающих и деградированных глинистых минералов в процессах генерирования и эмиграции микронефти.

На еще большей глубине осуществляется третья стадия обезвоживания набухающих глин. Она растянута во времени, но и с ней, по-видимому, также связана эмиграция вновь образованных в породе нефтяных УВ. Эта стадия дегидратации обеспечивается не только действием температуры и давления, но и фиксацией в межслоевых

промежутках глинистых минералов ионов калия. Наличие в породе гидролизуемых в катагенезе минералов (полевых шпатов) - источников калия, обеспечивает относительно быстрое обезвоживание глин, отсутствие его затягивает этот процесс до стадии метагенеза, когда разрушается большая часть калиевых полевых шпатов. Таким образом, фаза нефтеобразования может затягиваться во времени при недостатке калия в породе.

Контрольные вопросы

Какие существуют классификации глинистых пород по физическим свойствам, минеральному составу, способу образования?

। 2. Как мы представляемструктуру кристаллических решеток глинистых минералов? ,

| 3. В чем особенности строения глинистых минералов основных групп каолинита, иллита^ смектитов, вермикулита, хлоритов?

; 4. Что представляют собой смешанослойные минералы?

Какие существуют в природе обстановки образования различных глинистых минералов?

В чем существо изменения глинистых минералов и пород на различных стадиях литогенеза?

В чем состоит роль глин в нефтегазообразовании?

Глава 7. КАРБОНАТНЫЕ ПОГОДЫ

Карбонатные породы составляют 15-20% обьема всех осадочных образований, содержат крупнейшие залежи нефти и газа и распространены в пределах платформенных и геосинклинальных областей, встречаются в комплексах широкого возрастного диапазона - от докембрия до ныне.

К карбонатным породам и осадкам относятся образования, сложенные на 50% и более карбонатными минералами. Среди последних наиболее часто встречаются соединения групп кальцита и доломита, кристаллы которых имеют тригональную сингонию. Реже в составе породообразующих компонентов отмечаются минералы группы арагонита, принадлежащие ромбическим карбонатам.

В группу кальцита помимо СаСО3 входят магнезит (MgCO3), родохрозит (МпСО3), смитсонит (ZnCO3). Вторая группа включает доломит (CaMg[CO3]2), анкерит (СаГе[СО3]2) и кутнагорит (СаМп[СО3]2). Арагонит по составу аналогичен кальциту, кроме него к этой группе относится стронцианит (SrCO3) и церуссит (РЬСО3). Минералы этих групп способны к изоморфизму и образуют твердые растворы с широкой смесимостью.

Кальцит - устойчивая форма СаСОз в большом интервале температур и давлений. Кальцит может представлять чистый СаСО3 или содержать металлы Fe, Mg, Мп. Чаще всего происходит замещение кальций магнием. Кальцит с содержанием MgCO3 более 5% относится к высокб- магнезиальному.

Арагонит - неустойчивая форма СаСОз и известен преимущественно в современных осадках биогенного генезиса. С течением времени он может самопроизвольно превращаться в кальцит. Арагонитовые решетки лишь в некоторых случаях присоединяют ион Mg2+ до 0,001%. Количество присоединяющегося к ним стронция может достигать концентрации около 1%.

Доломит слагает одноименные породы, имеющие обычно хемоген- ное происхождение. Кристаллическая решетка доломита в высокой степени упорядочена и образована замещением атомов Са в кальците через один на атом Mg. В доломите место Mg2+ нередко занимает Fe2* с образованием непрерывного ряда твердых растворов вплоть до анкерита. Обогащенный железом доломит, как правило, встречается с железными рудами. Породообразующий доломит характеризуется низким содержанием железа.

Описанные выше минералы по-разному реагируют с соляной кислотой. Кальцит и арагонит легко растворяются в холодной 2- 10%-й НСЬ Доломит реагирует с кислотой либо в порошке, либо после подогревания НС1. Распознаванию карбонатных минералов способствуют методы травления и окрашивания в образцах й шлифах, а также исследования порошков этих компонентов методами химического, термического и рентгеноструктурного анализов. В последние годы изучаются микроструктуры карбонатных минералов при помощи электронной сканирующей микроскопии. Для решения вопросов о происхождении карбонатов проводятся изотопные исследования и определяются соотношения 18 О/16 О и13 С/12 С.

В зависимости от преобладания в составе отложений СаСОз или CaMg(CO3)2 выделяют две основные группы карбонатных пород - известняки и доломиты, связанные смешанными разностями между собой и с другими осадочными образованиями. Например, породы, содержащие в соизмеримых количествах карбонатный и глинистый материал, называются мергелями.

ИЗВЕСТНЯКИ

Известняки представляют собой карбонатные породы, состоящие на 50% и более из кальцита и (или) арагонита. Известняки, не содержащие примесей, имеют белый цвет. Появление серых и черных окрасок бывает связано с примесью глинистого и органического веществ. Зеленоватые тона обнаруживаются в случае присутствия глауконита

или хлорита. Оксиды железа придают известнякам красноватые оттенки.

. Структуры известняков обусловлены способом их формирования и определяются присутствием ряда компонентов.

। Классификация известняков. Генетические классификации извест- вдров, предложенные в нашей стране М. С. Швецовым, Н. М. Страховым, Г. И. Теодоровичем, И. В. Хворовой и многими другими литолога- мж, основаны на выделении структурно-генетических породообразующих компонентов и учете стадиальной последовательности их формирования.

' Седиментогенные (первичные) признаки позволяют выделить известняки биогенные (органогенные), биохемогенные, хемогенные и облрмочные. При этом учитывается, что породообразующий компонент (биогенный, хемогенный и т. д.) составляет не менее 50% от основной минеральной массы карбонатной породы:

биогенные (органогенные) - биоморфные (автохтонные рифогенные и аллохтонные раковинные), органогенно-желвачные (строматоли- товые, онколитовые), биодетритусовые (органогенно-обломочные);

биохемогенные - мелко- и микрокомковатые, сгустковые, пелле- товые, копролитовые;

хемогенные - оолитовые, микрозернистые;

обломочные - галечниковые, гравелитовые, песчаниковые.

Биогенные (органогенные) известняки являются одним из наиболее распространенных типов карбонатных пород. Органогенные компоненты в них представлены раковинами брахиопод, различных типов моллюсков, остатками криноидей, известковых водорослей, кораллов и других организмов. Большая часть биогенных известняков образуется за счет неперемещенных (автохтонных) или в разной степени перемещенных (аллохтонных) остатков бентоса. Известняки возникают также за счет скелетов планктонных организмов. Наконец, органические остатки могут быть обработаны в водной среде, окатаны и их обломки при осаждении рассортированы по величине. Минеральный состав породообразующих органических остатков представлен арагонитом, низко- и высокомагнезиальным кальцитом. Органогенные компоненты могут быть сцементированы зернистыми карбонатами различного размера. Среди биогенных известняков выделяются биоморфные и биодетритусовые типы, связанные переходными разностями.

Биоморфные известняки сложены преимущественно целыми скелетами организмов и имеют три основные разновидности - рифогенные, органогенные-желвачные и ракушняковые или раковинные (пс Г. И. Теодоровичу).

Рифогенные известняки образуют различные постройки, растущие на дне бассейна, - биогермы. Это могут быть купола -

Рис. 35. Известняк водорослевый биогермный (по И. А. Щекотовой).

А — ортонеллы, Б — бевокастрин. Увел. 20.

изометричные или эллипсовидные в плане тела; рифовые пики в виде башен с крутыми склонами; атоллы, окружающие лагуны; барьерные и береговые рифы. Рассматриваемый тип известняков формируется сразу твердым и слагает остов рифа. По составу рифообразователей выделяют, например, коралловые, брахиоподо-мшанковые, криноид- но-мшанковые, водорослевые известняки (рис. 35). Пространство между прижизненно сросшимися и нередко инкрустированными кристаллическим кальцитом остатками морских организмов часто заполняется их же обломками различного размера, а иногда даже терригенным и пепловым материалом. В итоге возникают узорчатые текстуры в виде сменяющихся массивных, линзовидных, пятнистых кавернозных и сетчатых участков (рис. 36).

Органогенно-желвачные известняки формируются за счет водорослевых желваков, строматолитов и онколитов. Желваки представлены при осаждении нескрепленными полутвердыми неслоистыми, моно- или полицентрически разросшимися образованиями. Строматолиты - это слоистые образования, возникшие за счет осажденного карбонатного вещества в корневищах водорослей или вследствие замещения их волокон. Онколиты - концентрически-слоистые, возникшие на месте клубков придонных водорослей, образования, ядром которых могут служить зоогенные остатки.

Раковинные известняки формируются на дне бассейна в виде рыхлого осадка. Они могут представлять скопления крупных раковин - пелеципод, брахиопод и т.д., мелких раковин - остракод, птерогод, фораминифер (рис. 37). Когда ракушники образованы крупными прикрепленными формами - рудистами, то возникшие образования текстурно напоминают рифы. Обычно раковинные известняки

Рис. 36. Известняк рифовый ситчатыйРис. 36. Известняк рифовый ситчатый

Рис. 36. Известняк рифовый ситчатый

Рис. 36. Известняк рифовый ситчатый

Рис. 37. Известняк фораминиферовый (увел. 96, николи//)

залегают четкими пластами мощностью от нескольких десятков сантиметров до нескольких сотен метров.

Биоморфным образованием является и п и с ч и й мел, сложенный в значительной мере скелетными остатками известковых планктонных водорослей - кокколитофорид. Первоначально, при жизни, клетку водоросли окружают мельчайшие диски округлой формы, состоящие из кристалликов карбонатов и называемые кокколитами. Диаметр дисков составляет доли миллиметра (рис. 38). Кроме того, в мелу присутствуют и комочки пеллетов.

Биодетритусовые (органогенно-обломочные) известняки представляют собой пластовые накопления раздробленных раковин (рис. 39).

145

Эти породы, как правило, бывают полидетритусовыми, например криноидно-брахиподово-мшанковыми. Детритус может быть в различной степени окатан и соответствовать по размерам песчаным и алевритовым зернам. В составе биодетритусовых известняков встречаются фрагменты скульптуры морских организмов, связанные при жизни мягкими тканями, - спикулы губок, членики криноидей. Текстуры биодетритусовых известняков массивные и слоистые, аналогичны текстурам песчано-алевритовых пород.

Биохемогенные известняки образуются за счет продуктов жизнедеятельности организмов. Так, в результате накопления продуктов жизнедеятельности сине-зеленых водорослей, аккумулирующих СаСО3 и перфорирующих скелетные остатки организмов, формируются мелко-, микрокомковатые и сгустковые известняки.

В результате жизнедеятельности моллюсков, червей и ракообразных, пропускающих через себя обогащенные органическим веществом арагонитовые илы, возникают накопления фекальных продуктов -

Рис. 40. Известняк пелитоморфный (РЭМ, увел. 1500)

Рис. 41. Известняк оолитовый (увел. 64, николи +)Рис. 41. Известняк оолитовый (увел. 64, николи +)

Рис. 41. Известняк оолитовый (увел. 64, николи +)

Рис. 41. Известняк оолитовый (увел. 64, николи +)

копролитов. Сюда же относятся и пеллеты — комочки органического и минерального материала, выбрасываемого планктонными организмами и оседающие на дно.

Хемогенные известняки представлены микрозернистыми и оолитовыми разностями. Микрозернистые (пелитоморфные) известняки характеризуются карбонатными зернами размером 0,001-0,005 мм (рис. 40). Оолитовые известняки состоят в значительной мере из округлых кальцитовых образований радиальноконцентрического строения. Центрами оолитов служат терригенные зерна, либо обломки фауны, карбонатные сгустки. Диаметр оолитов меняется в пределах 0,1-1,5 мм. Цементирует их зернистый кальцит хемогенного генезиса (рис. 41).

Таблица 7. Основные типы карбонатных пород (по Р. Фолку, с упрощением)

Состав компонентов

Структура

Примеры карбонатных пород

Аллохемогенный

Микрозернистая

Интрамикрит, биомикрит,оомикрит

Яснозернистая

Интраспарит, биоспарит, ооспаруг

Ортохемогенный

Микрозернистая

МикритJ

Яснозернистая

Спаритг

Автохтонный

Рифогенная

Биолитит1

Обломочные известняки возникают за счет разрушения всех вышеперечисленных типов карбонатных пород. По структуре возникающие таким образом накопления относятся к галечникам, пескам, алевритам, обладая характерными для обломочных пород текстурами.

В результате постседиментационной перекристаллизации известняки приобретают вторичные структуры: яснозернистые (диаметр зерен более 0,1 мм), крустификационные, неравномерной перекристаллизации (порфиробластовые и ложнообломочные). Первичный, седи- ментогенный облик известняков бывает очень сильно затушеван вторичными процессами. В таком случае приходится выделять группу известняков неясного генезиса с криптогенными структурами.

В практической работе литологов для карбонатных пород используются также терминология и классификация, разработанные в нефтяных компаниях США. В основе широко известной классификации Р. Фолка положены соотношения между аллохемными и ортохемными структурными компонентами (табл. 7).

Аллохемогенные компоненты, или аллохемы, состоят из отдельных агрегатов карбонатного состава различного генезиса, претерпевших некоторую транспортировку. Главное породообразующее значение имеют следующие четыре типа аллохем: 1) интракласты - обломки в разной степени литифицированных переотложенных карбонатных образований, субсинхронных осадконакоплению, 2) оолиты, 3) скелетные остатки (целые и фрагментарные), 4) различные сгустки (пеллеты, копролиты).

К ортохемам относятся микрит и спарит. Микрит - микрозернис- тая масса, являющаяся литифицированным эквивалентом известкового ила, осаждающегося хемогенным или биохемогенным путем. При-

сутствие микритовых компонентов в известняках может свидетельствовать о спокойной гиродинамической обстановке осадконакопления. Термин спарит в американской литературе обычно означает совокупность яснокристаллического кальцита (доломита), размер зерен которого более 0,004 мм, обычно 0,01-0,02 мм. Такая кристаллическая масса выступает обычно в роли цемента, скрепляющего аллохемы, и может формироваться за счет перекристаллизации микрита.

Основные типы пород Р. Фолк выделил на основании соотношения в них аллохем, микрита и спарита.

Аллохемогенные породы содержат более 10% аллохем, которые скреплены микритом или спаритом. В первой части названия породы отражен состав аллохем, во второй - охарактеризован цемент. Например, интраспарит состоит не менее чем на 10% из интракластов, сцементированных яснокристаллическим кальцитом-спаритом. В случае присутствия только микритового цемента такая порода называется интрамикритом. Таким же образом выделяются оомикриты и ооспари- ты (сцементированные оолиты), биомикриты и биоспариты (скелетные остатки, сцементированные микро- или яснокристаллическим кальцитом).

Ортохемогенные породы содержат не более 10% аллохемогенных примесей. Чистые разности выделены как микриты. Дисмикриты содержат единичные включения, либо их количество не превышает 1%.

Помимо названных типов пород Р. Фолк выделил также автохтонные рифогенные породы (биолититы). По классификации Р. Данхэма, такие известняки именуются баундстоун. Это означает, что первичные биогенные породообразующие компоненты были скреплены во время захоронения, что доказывается срастанием скелетных остатков, слойчатостью, не подчиняющейся силе тяжести, присутствием полостей, выстланных осадком и перекрытых органическими остатками, величина которых превышает межгранулярные поры.

Выделение других типов карбонатных пород Р. Данхэм проводит также с учетом первичного в различной степени пористого каркаса. Автор считает, что некоторые известковые частицы могут создать каркас с очень высокой первичной пористостью. Затем в этот пористый осадок могут проникнуть карбонатные илистые компоненты путем инфильтрации из покрывающего слоя. В основу своей классификации Р. Данхэм положил визуально значимые в количественном и структурном отношении различия между тонким материалом и зернами. В итоге на этом основании было выделено несколько классов пород. Класс пород, в которых опорой служат тонкие илистые компоненты, включает два типа: 1) мадстоун, в котором основу составляет тонкий карбонатный ил, а частицы размером крупнее 0,02 мм (зерна) рассеяны в основной массе и составляют не более 10%, 2) вакстоун содержит более 10% зерен, рассеянных в иле так, что они не могут образовать

каркас. Признаком другого класса пород служит каркас из взаимоопи- рающихся зерен. Сюда входят пакстоун, в межзерновых промежутках которого содержится некоторое количество пелитового карбонатного материала, и грейнстоун, не содержащий ила в межзерновых промежутках. Р. Данхэм отмечает, что отложения, почти не содержащие тонкого ила, образуются не только при большой подвижности воды, но и тогда, когда скорость накопления детрита выше, чем скорость осаждения ила, а также при вымывании ила из ранее отложенных осадков. Во всех перечисленных типах известняков первичные структуры распознаваемы. Перекристаллизованные разности рассматриваются в группе измененных карбонатных пород.

Происхождение и размещение карбонатов кальция в бассейнах осадконакопления. Формирование и размещение известковистых осадков зависит от климата, состава вод, характера бассейна седиментации. Карбонатонакопление происходит в аридных и теплых гумидных областях. Карбонаты кальция в обеих областях образуются в озерах, во внутриконтинентальных морях и заливах, в краевых морях и океанах. В аридной зоне, помимо того, карбонаты образуются на поверхности суши.

Накопление карбонатов кальция в озерах наблюдается в переходной области от гумидной зоны к аридной. Здесь в озерах с жесткой водой известковые осадки накапливаются непосредственно после полосы песчаных осадков среди подводных зарослей. По мере движения в более глубокие части бассейна содержание извести в осадках убывает. Аналогичным образом распределяются известковые осадки в опресненных внутриконтинентальных морях типа Балтийского.

В краевых морях нормальной солености, расположенных в умеренном климате, карбонатонакопления практически не происходит, но в более теплом климате накопления СаСОз развиты не только в прибрежной зоне, но и в пелагиали.

Преимущественно к глубоководным частям приурочены карбонатные осадки во внутреннем Черноморском бассейне и Средиземном море, которое обладает многими морфологическими чертами океана. В океанах современные осадки, обогащенные карбонатом кальция, тяготеют к удаленным от берега частям в низких широтах. Приуроченность высококарбонатных осадков к более удаленным от берега частям морей и океанов объясняется уменьшением в этих частях разбавляющего действия терригенного материала, в чем отчетливо проступает связь карбонатных осадков с морфологией побережья. Чем более гориста водосборная часть, чем энергичнее на ней идет денудация, чем больше на ней рек, тем дальше отступают от побережья карбонатные осадки. При плоском побережье, малом количестве рек карбонатные отложения приближаются к берегу.

Главная роль в аккумуляции карбонатов принадлежит морским

бассейнам. Поверхностная морская вода при температуре +25’С пересыщена главными карбонатными минералами - арагонитом, кальцитом и доломитом. Однако химическое осаждение карбонатов даже в морях тропиков и субтропиков незначительно по сравнению с его биогенным осаждением.

Среди современных осадков сугубо биогенные карбонаты формируются на шельфах морей в умеренном гумидном климате. Биогенные пелагические карбонаты (кокколитовые и фораминиферовые илы) широко распространены в океанах, где они приурочены к системам срединно-океанических хребтов и районам апвеллингов. Биогенное карбонатонакопление на шельфах субтропической и тропической зон сопровождается осаждением хемогенного СаСОз- Для этих зон характерно образование гигантских карбонатных тел, выделяемых как карбонатные платформы, крутые шельфовые склоны которых окаймлены органогенными постройками.

Химическое осаждение СаСОз из морских вод в настоящее время происходит в форме арагонита и определяется реакцией

Са2+ + 2НСО3- я СаСО3 + Н2СО3 ион бикарбо- карбонат угольная кальция нат-ион кальция кислота

Анион НСО3 образуется в результате следующих реакций: СО2 + + Н2О ^ Н2СО3, Н2С03 Н+ + НСО3~ , Н+ + СО32 ^ НСО".

Осаждению СаСО3 способствует снижение содержания в растворе СО2, т. е. уменьшение его парциального давления и увеличение pH вод. Этому благоприятствуют повышение температуры воды и органический фотосинтез.

На глубине 3,5-5 км карбонаты кальция в илах встречаются редко, что связано с их растворением в холодных глубинных водах в условиях возросшего парциального давления углекислоты С02 и пониженного pH..

Глубина, на которой, согласно данным микроскопических исследований, резко ускоряется растворение известковых раковин, называется лизоклином (уровень этот несколько различается для скелетов разных организмов). Глубина, на которой СаСО3 исчезает из осадков, называется уровнем компенсации карбонатонакопления. На этом уровне, глубина которого в разных частях Мирового океана колеблется от 3,8 до 5,2 км, скорость поступления карбонатного материала равна скорости его растворения.

Помимо морских седиментационных накоплений карбонатов кальция, возможно образование их в континентальных условиях жарких областей с чередованием сухих и дождливых сезонов. Здесь в приповерхностных слоях обломочных горных пород, содержащих СаСО3, возникают иллювиальные конкреционно-цементационные

известковистые образования - каличе. Каличе формируется в результате растворения карбоната кальция грунтовыми водами и последующего его выделения из испаряющихся насыщенных растворов. Только что возникшее каличе имеет белый цвет, оно пылевидное и хрупкое. Когда поверхность каличе открывается в результате разрушения прикрывающего его слоя почвы, пылевидный кальцит рекристаллизуется и образует плотный известняк с брекчиевидной текстурой.

Среди других континентальных карбонатных образований выделяется нари - карбонатная кора, состоящая из незамещенных обломков первичной породы, окруженных мелкой сетью известковых прожилков. Биохемогенные континентальные отложения - травертины и их высокопористые разности - известковые туфы, выпадают из вод источников, рек, озер и нередко приурочены к карстовым полостям в виде колломорфных натечных образований.

Постседиментационные преобразования известковых отложений. Особенности диагенеза карбонатных осадков обусловлены минеральной и химической неустойчивостью их компонентов, по отношению к которым активным агентом преобразований является вода. Карбонатные осадки в итоге уже на ранних стадиях преобразований могут претерпеть сильные изменения. Сущность процесса диагенеза этого осадочного материала - тесно взаимосвязанные цементация и литификация. Уплотнение при этом играет менее значительную роль. Экспериментальное уплотнение различных карбонатных осадков свидетельствует о том, что мощность их сокращается быстро, от 30 до 5%. Как показал М. Р. Лидер [4], характер литификации карбонатов определенным образом связан со средой осадконакопления и имеет свои особенности в ряду обстановок от пляжа и рифов до океанических глубин.

Выше уровня прилива и зеркала грунтовых вод в надприливной полосе формируется бич-рок, т. е. сцементированные пляжные карбонатные пески. Интенсивная литификация карбонатных осадков в приливно-отливной (литоральной) полосе осуществляется под влиянием их периодического осушения, смешения морских вод с пресными, под влиянием бактериально-водорослевой активности и биохимических процессов. Цементация обломочных карбонатов обусловлена выпадением из поровых растворов в межзерновых промежутках игольчатого арагонита в виде корочек и магнезиально-кальцитового микрита. Таким образом, породы близки по виду к бич-року.

Литификация слоистых карбонатных осадков сублиторальной зоны происходит в условиях постоянного контакта с морскими водами. Придонная литификация такого типа наблюдается в настоящее время в Персидском заливе на глубинах от 1 до 60 м, где пласты сцементированных обломочных известняков с песчано-алевритовой структурой, называемых также калькаренитами, образуют пласты толщиной 5-10 см. Цементирующий материал в этих образованиях 152

представлен радиально-волокнистым или равнокристаллическим высокомагнезиальным кальцитом; размеры частиц - 1-7 мкм. Сцементированный у поверхности дна карбонатный осадок представляет по существу ’’каменное дно” - хардграунд. Под хардграундом залегают менее консолидированные осадки. По мере роста пористости отложений исчезает сплошность их цементации, приводя к пятнистому развитию хардграунда.

Диагенетические изменения органогенных построек проявляются в смене генераций цемента, сопровождающихся растворением и трансформацией корбонатов. В итоге этих процессов органогенный каркас превращается в плотный рифогенный известняк, частично перекристаллизованный и доломитизированный.

Подводная приповерхностная литификация глубоководных осадков обнаружена во многих районах Мирового океана. Например, литифицированные глобигериновые илы в Средиземном море и Атлантическом океане отмечены на глубинах от 200 до 3500 м, где они представлены перекристаллизованными микритами, содержащими в своем составе высокомагнезиальный кальцит и доломит. Иногда они окрашены за счет оксидов Ее и Mg и включают конкреции этих оксидов.

Заключая характеристику стадии диагенеза, следует отметить, что в колонках современных морских карбонатных осадков с различных глубин нередко чередуются поверхностно литифицированные и нели- тифицированные разности. На основании этого возникло предположение, что поверхностная литификация не зависит от глубины и определяется прежде всего замедлением или временной приостановкой осадконакопления. Литификация же в зависимости от уровня погружения осадков начинается с глубины около 0,8 км, что установлено по ряду скважин, вскрывших пелагические карбонатные отложения в Тихом океане. С указанной глубины по мере превращения пелагических известковых илов в известняк, раковинки частично растворяются и деструктируются, переходя в микритовую массу, включающую кристаллы кальцита разного размера. Таким образом, характер диагенетических изменений тесно связан с обстановками седиментации и структурно-минералогическими особенностями известковых отложений.

Катагенетические изменения карбонатных пород проявляются в изменении морфологии и величины их компонентов, перераспределении карбонатного вещества в пределах пласта или толщи. В случае привноса-выноса вещества развиваются выщелачивание, замещение одних минералов другими, заполнение пустот карбонатными и другими минералами.

Известняки в зоне катагенеза очень часто перекристаллизовываются, т.е. происходит увеличение размеров зерен СаС03. Морфологичес- 153

кие типы перекристаллизации, выделенные Г. А. Каледой и Е. А. Ка- листовой, отличаются друг от друга соотношением перекристаллизованных участков известняков. На этом основании выделяются рассеянная, агрегатно-рассеянная, прожилковая, кружевная, пятнистая и сплошная перекристаллизации, отражающие развитие этого процесса по мере усиления катагенетических преобразований. В качестве самостоятельных типов перекристаллизации рассматриваются такие формы как пойкилитовая, регенерация, инкрустация и выполнение пор.

Вторичные изменения известняков проявляются также в грануляции (микритизации) кальцита, заключающейся в уменьшении размеров кристаллов до 0,01 мм в диаметре и более мелких. Грануляции очень часто подвергаются остатки иглокожих, многокамерные форами- ниферы, остракоды, некоторые водоросли.

В катагенезе продолжаются начавшиеся ранее процессы доломитизации. Катагенетический доломит сначала замещает сохранившиеся после переработки в диагенезе реликтовые первичные компоненты, затем замещают перекристаллизованные, окремнелые и сульфатизи- рованные участки породы. По мере усиления процесса доломитизации перераспределяется ОВ, обособляясь в порах, а впоследствии, вытес- няясь за пределы замещенной толщи.

Крупные кристаллы кальцита в катагенезе замещаются радиально-лучистым халцедоном, который иногда инкрустирует и полости, что происходит за счет привноса SiO2- Привнос вещества приводит также к выделению сульфатов и галита в порах известняков.

В результате растворения известняков под действием давления образуются стилолитовые швы, особенно часто приуроченные к плоскостям напластования. Растворение известняков наблюдается и в пределах нефтяных месторождений в связи с окислительными процессами в зонах водонефтяных контактов.

ДОЛОМИТЫ

Доломитами называют породы, сложенные на 50% и более одноименным минералом CaMgfCC^. По внешнему виду многие разности доломитов похожи на известняки и визуально их различают по характеру взаимодействия с разбавленной НС1, а также по реакциям окрашивания образцов пород. Дополнительным признаком для диагностики доломитов является присутствие структур выщелачивания различного масштаба вплоть до проявления кавернозности. Некоторые доломиты обладают способностью к самопроизвольному растрескиванию. В связи с выщелачиванием и растрескиванием развиваются различные нарушенные текстуры: брекчиевидные, пятнистые, обрастания, инкрустационные.

Классификации доломитов строятся на различных основаниях: 1) по структурно-генетическим признакам выделяются седиментационные (первичные) и постседиментационные (вторичные) образования; 2) по соотношению доломитового компонента с известковым, магнезитовым, глинистым материалом различают типы пород в зависимости от количества той или иной примеси.

Седиментационные (первичные) доломиты являются хемогенными образованиями, возникшими в водоемах аридных зон. Они образуют пласты и часто содержат в качестве примесей гипс, ангидрит и такие глинистые минералы как монтмориллонит, палыгорскит, сепиолит. Содержание СаСОз в таких породах низкое. Нехарактерна также и фауна, за исключением специфических форм, представленных, например, остракодами и иногда брахиоподами. Структура пластовых доломитов микро-, мелкозернистая и оолитовая. Текстура нередко тонкослойчатые, обусловленные ориентированным расположением глинистых и других примесей.

Постседиментационные (вторичные) доломиты являются метасоматическими образованиями и отличаются чрезвычайным разнообразием форм нахождения. Это пласты, линзы, штокообразные тела причудливых очертаний. Три характерных признака отличают этот тип доломитовых пород от первичных седиментационных типов. Во-первых, отмечается сильная изменчивость степени доломитности внутри линзы, штока и даже доломитизированного пятна. Содержание доломита может колебаться от 2-3 до 90-95%, причем локализация участков разной степени доломитности необычайно прихотлива. Во-вторых, улавливаются ясные следы метасоматоза доломита по кальциту. Раньше всего замещается тонкозернистый цементирующий кальцит, в котором при микроскопических исследованиях наблюдаются развивающиеся правильные ромбоэдры и их скопления (рис. 42). Позже метасоматической переработке подвергаются органические остатки. В

Рис. 42. Доломит неравномернозернистый с зональным строением кристаллов (увел. 575, никели /Г)

Таблица 8. Классификация доломитов (по Г. И. Теодоровичу )

Название породы

Содержание, %

доломита

кальцита

глинистого материала

Глинистый доломит

35-90

0-45

30-40

Слабоглинистый известковый

90-45

5-47,5

5-10

ДОЛОМИТ

Слабоглинистый доломит

95-85

0-5

5-10

Доломит

100-90

0-5

0-5

Слабоизвестковый доломит

95-80

5-20

0-5

Сильноизвестковый доломит

65-47,5

30-50

0-5

целом более крупнозернистый кальцит замещается менее интенсивно и в последнюю очередь. В-третьих, в метасоматических доломитах отсутствует свой особенный биоценоз. Кроме того, вторичные доломиты часто бывают пористыми, кавернозными, ожелезненными.

Для выделений диагенетического доломита характерны неправильно-ромбоэдрическая, ромбоэдрическая и овальная формы зерен. В центральной части зерен имеются скопления пелитоморфного известкового, глинистого или органического вещества. В хорошо ограненных кристаллах катагенетических доломитов таких скоплений не отмечено.

На основании отношения масс Са и Mg, по Чилингару, выделяются следующие разновидности доломитов: 1 - магнезиальные доломиты (Ca/Mg = 1,0-е-1,5); 2 - доломиты (Ca/Mg = 1,5^1,7); 3 - слабоизвестковистые доломиты (Ca/Mg = 1,7-2,0); 4 - известковистые доломиты (Ca/Mg=2,0-3,5).

Разновидности доломитов, различающихся по составу, отражены в классификации Г. И. Теодоровича (табл. 8).

Образование доломитов. Наиболее важными факторами образования доломита из природных вод являются отношения Mg/Саи величина общей солености. При повышенных концентрациях солей в растворе требуется все больше Mg для начала доломитообразования. При солености 35 г/л отношение Mg к Са равно 1, а при 350 г/л возрастает до 10. Однако этот минерал выпадает из раствора в твердой фазе очень редко. Чаще сначала возникают метастабильные карбонаты - железистый и магнезиальный кальцит и протодоломит.

Вторичная доломитизация широко развивается в рифовых постройках, где отмечается повышенное содержание высокомагнезиаль- ного кальцита, связанного с водорослями. Внутри рифогенных атоллов образуются рассолы с высокими значениями отношения Mg/Ca. Просачиваясь сквозь пористое тело рифа, рассолы доломитизируют его

и в первую очередь замещается арагонит биогенного генезиса. В результате внутри тела рифа, непосредственно под внутренней лагуной, формируется и разрастается доломитовое ядро.

Выделения доломита в осадках себкх контролируются приливноотливной полосой и ассоциируют с арагонитом, кальцитом, гипсом, ангидритом и галитом.

Метасоматическая доломитизация при повышенной температуре в зоне катагенеза протекает в результате взаимодействия известняков с магниевыми растворами. Эти процессы описываются реакциями Гейдингера [(1) и (2)] и Мариньяка (3):

СаСО3 + MgSO4 -* MgCO3 + CaSO4; (1) в растворе

СаСОз + MgCO3 -* CaMg(CO3)2 I; (2)

2СаСО3 + 2MgCl2 = CaMg (CO3)2 + CaCl2. (3)

Источниками магниевых растворов могут быть водоносные горизонты злизионных бассейнов, инфильтрационные воды, нисходящие рассолы эвапоритовых комплексов и гидротермальные растворы.

Ведущая роль вторичных процессов в образовании доломитов начала проявляться с позднего палеозоя. В докембрийских и раннепалеозойских морях формировались мощные толщи хемогенных доломитов, а известняки играли подчиненную роль. Это было связано с повышенным содержанием СО2 в атмосфере и высоким щелочным резервом вод. В мезозое и кайнозое роль доломитов среди осадочных карбонатных пород падает и формирование их происходит в основном за счет доломитизации известковых отложений.

Контрольные вопросы

Какие минералы слагают карбонатные породы?

Чем представлены породообразующие компоненты осадочных карбонатных пород?

По каким признакам классифицируются известняки?

Что известно о происхождении известковых отложений н их размещении в бассейнах седиментации?

В чем выражаются постседиментационные изменения известковых отложений?

Каковы происхождение, постседиментационные изменения и классификация доломитов?

Глава 8 КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ (СИЛИЦИТЫ)

Силицитами называются породы осадочного происхождения, в составе которых преобладает свободный и (или) водный кремнезем, включая кремнезем остатков скелетов кремнестроящих организмов. В ряду осадочных образований кремнистые породы занимают видное место, уступая лишь терригенным и карбонатным породам. Особенно широко они представлены в разрезах, типичных для геосинклиналь- ных зон и прилегающих к ним участков платформ. Кремнистые породы имеют биогенное, биохемогенное, хемогенное происхождение. Главными породообразующими минералами кремнистых пород являются опал, кристобалит, тридимит, халцедон и кварц. В качестве особых категорий выделяют биогенный опал (опал-А) и опал-кристобалит (опал-КТ), диагностика которых проводится при помощи методов рентгеноструктурного анализа и ИК-спектроскопии.

Второстепенную роль в составе силицитов играют глинистые минералы, карбонаты, оксиды и гидроксиды железа и марганца, ОВ.

Классификация силицитов. Среди советских ученых вопросами классификации кремнистых пород занимались М. С. Швецов, Г. И. Бу- шинский, И. В. Хворова и др. Обычно в классификациях породы подразделяются по способу образования, структурам и по составу главнейших минералов (табл. 9).

В зависимости от преобладания того или иного породообразующего минерала, среди силицитов по составу выделяются две группы: опал-кристобалитовая и халцедон-кварцевая, связанные взаимопере- ходами. Структуры силицитов обусловлены их генезисом и подразделяются на биоморфные, органогенно-детритусовые и абиоморфные. Биоморфные структуры силицитов обусловлены такими органическими остатками как диатомеи, радиолярии, силикофлагелляты и спонгин. Остатки спонгий, как правило, бывают представлены детритом, в котором хорошо сохранены лишь спикулы губок. Практически органогенно-детритусовые структуры достоверно устанавливаются лишь для спонголитов. Детрит диатомей, радиолярий и силикофлагеллят плохо различим из-за малого размера. Как только количество кремнезема за счет растворения скелетов достигает определенного уровня, начинается образование кремнеземистого геля, что сопровождается возникновением коллоидных мицелл сферической формы. Малые размеры сфер позволяют им проходить сквозь поры осадка и концентрироваться в определенных местах, где они агрегируются и затем подвергаются минеральной трансформации. Абиоморфные структуры могут быть сложены колломорфным кремнеземом опалово-кристобалитовой группы, а также микрозернистым кристалломорфным халцедоном и кварцем. Для переходных минеральных типов характерны колло- морфно-кристалломорфные и субкристалломорфные виды микроструктур.

Таблица 9. Классификация кремнистых пород (по И. В. Хворовой, с упрощением)

Группы пород по минеральному составу кремнезема

Основные типы пород

Структура основной массы кремнезема

Опал-кристобалито-

Диатомиты

Биоморфная и (или) органогенно-

вая

Силикофлагеллиты Радиоляриты (радиолярие- вые земли) Спонголиты Трепелы.

Опоки Гейзериты

детритусовая первичная

Абиоморфная (колломорфная гелеподобная) и реликтовая биоморфная слабо перекристаллизованная

Халцедон-кварцевая

Яшмы и фтаниты, радио- ляриевые, спонгиевые Перекристаллизованные опоки

Биоморфная реликтовая сильно перекристаллизованная Абиоморфная (микрозернистая, сферолитовая)

Яшмы

Фтаниты Кремни

Большое значение для установления морфологии минералов кремнезема, слагающих микрозернистую и аморфную тонкую породообразующую массу, имеют методы электронной микроскопии, позволяющие вести изучение на поверхностях сколов при увеличениях до 25 000-30 000. С использованием терминологии и классификации микроструктур кремнистых пород, разработанных И. В. Хворовой и Л. А. Дмитриком (1972 г.), рассматриваются пять основных морфологических типов кремнистого вещества: колломорфный, хлопьевидный, глобулярный, гранулярный и кристалломорфный.

Колломорфная микроструктура характеризуется сложными не четко оформленными компонентами (рис. 43, а, б). Среди них авторы классификации выделили выпуклые лопасти и червячкообразные валики, группирующиеся в веероподобные обособления; пологие и конусовидные бугорки и их скопления; ’’возвышения” с концентрически ступенчатыми контурами, рассеченные трещинками типа контракционных, возникающих при уплотнении и дегидратации осадков. Состав колломорфной массы интепретируется Р. В. Данченко как смесь опала-А, опала-КТ и «-кристобалита. Хлопьевидная микроструктура характеризуется сочетанием бугорков и валиков с амебовидными в плане элементами, пальцевидные выступы которых представляют собой тонкие плоские частицы (рис. 43,в,г). Глобулярная микроструктура сформирована сферическими или несколько уплощенными и

Рис. 43. Микроструктура диатомитов и опок (РЭМ).

а — колломорфная основная масса диатомита с включениями диатомей (увел. 930); б — колломорфная микроструктура основной массы опоки (увел. 1500); хлопьевидная микро-

Рис. 44. Микроструктуры в различной степени перекристаллизованных кремнистых пород (РЭМ).

а — леписферы кристобалита в пиленгитах (увел. 9000); 6 — участок гранулярной структуры среди глобулярно-хлопьевидной основной массы туфоопоки (увел. 5000); в — глобулы халцедона и кристаллы кварца в основной массе опоковидного туфоснлицита (увел. 10000); г — кристалломорфиая структура опоковидных туфосицилитов (увел. 7500)

деформированными частицами обтекаемой формы (рис. 43,д,е/ Разновидностью глобул являются леписферы -округлые тела размером 0,8- 3 мкм, напоминающие по облику ’’ежей” (рис. 44,а). ’’Иголками” здесь служат тонкие пластинки кристобалит-тридимитового состава. Гранулярная микроструктура отражает зернистое строение кремнисто-

161161структура: в — в диатомитах (увел. 8100) и г — в - опоках (увел. 9200) ; д — фрагменты диатомового детрита, частично замещенного глобулями кремнезема в опоке (увел. 1000); е — глобулиты, замещающие первичную колломорфную структуру опоки (увел. 1900)

161

161

6 - Ю. Бурлим и др.

го агрегата и описана как скопление изометричных зерен, часто кон- формносочетающихся (рис. 44,6). ;

Кристалломорфная микроструктура характеризуется идиоморфны-; ми кристаллами кварца с хорошо развитыми гранями не только' ромбоэдров, но и призм. Кристаллы размером от 0,2-0,6 до 1,5 мкм < образуют друзовидные агрегаты, достигающие 40 мкм (рис. 44, в, г).

По форме геологических тел и происхождению кремнистые породы ; делятся на пластовые (седиментационные) и конкреционные (постседиментационные). По генезису среди пластовых силицитов различаются биогенные, биохемогенные и хемогенные.

Биогенные силициты характеризуются биоморфными и органогенно-детритусовыми структурами и представлены диатомитами, силикофлагеллитами, спонголитами и радиоляритами.

Диатомиты - белые, желтовато-серые и темно-серые, легкие, мягкие породы, тонкопористые, с землистым изломом, состоящие из мельчайших (0,01-0,2 мм) панцирей диатомей (см. рис. 43,а). Образованы породы опалом и кристобалитом. При электронномикроскопическом изучении видно скопление мельчайших глобул внутри створок (начало превращения органических остатков в глобулярный кремнезем). Пространство между створками представляет собой колломорф- ную массу. Содержание SiO2 достигает 80-95%. Примеси в диатомитах представлены песчано-алевритовым и глинистым материалом.

Силикофлагеллиты - светло-серые и коричневато-серые породы, в которых главным породообразующим компонентом являются кремневые жгутиковые водоросли (силикофлагелляты); вместе с ними часто присутствуют диатомеи.

Спонголиты бывают от почти белых до темно-серых. Микроскопически в основной массе породы устанавливается преобладание обломков спикул губок. Обычно прсутствует также примесь аутигенных глинистых минералов, но особенно характерна известковая примесь. Рыхлые разности спонголитов предложено называть спикулитами. Пористые некрепкие кристобалитовые или халцедон-кристобалитовые породы с содержанием спикул губок от 10 до 50% иногда определяют как гезы.

Радиоляриты возникают при фоссилизации раковины радиолярий. Легкие мягкие разновидности радиоляритов опал-кристобалитового состава иногда называют радиоляриевыми землями. За счет постседи* ментационных процессов возникают халцедон-кристобалитовые радиоляриты.

Биохемогенные силициты - трепелы и опоки, вероятно, образуются из силицитов биогенного генезиса, опал которых растворился, переотложился и частично раскристаллизовался во время диагенеза и катагенеза, о чем свидетельствуют реликты биогенных компонентов на фоне преобладающих абиоморфных структур. К этому

типу по генезису близки также яшмовидные породы и яшмы халцедон- кварцевого состава.

Опоки - относительно плотные и твердые породы (ноготь не оставляет на них черту или последняя выражена слабо; острый металлический предмет царапает породу); они имеют разную окраску: белую, серую, почти черную, коричневую и зеленую разных оттенков.

Для опок характерны глобулярная, агрегатно-глобулярная, сгуст- ковая микроструктуры, в некоторых их разностях наблюдаются кристалломорфные участки. Органических остатков в опоках обычно мало. Между типичными опоками и биоморфными опал-кристобалито- выми породами существуют переходы. Изучение опок с помощью сканирующего микроскопа показало, что часто глобулы состоят из тонких 0,003- 0,005 мкм пластинчатых кристаллов люссалита (см. рис. 44,а). В. И. Муравьевым было установлено, что кристаллы образуют лишь внешнюю оболочку, ядра же леписфер состоят из опала. Содержание кремнезема в опоках колеблется в пределах 50-85% и выше из-за разного количества примесей. Из аутигенных минералов характерны монтмориллонит, глауконит, пирит и цеолиты.

Трепелы по существу являются разновидностью опок, но они более легкие и пористые. Микроструктура их глобулярная с хорошо выраженными леписферами. Содержание SiOj колеблется в больших пределах, но обычно не превышает 70- 75%.

Среди яшмовидных силицитов различают фтаниты (лидиты) и фтанитоиды.

Фтаниты (лидиты) - темные, иногда почти черные, твердые породы с блестящим или матовым раковистым изломом. Текстура как однородная, так и тонкослоистая, что связано с неравномерным распределением минеральных примесей и органических остатков. Среди органических остатков наблюдаются радиолярии, спонгии, иногда остатки организмов с хитиноидным скелетом (акритархи, хиолиты и др.). Обычно порода очень тонко раскристаллизована и обладает субкристалломорфной и агрегатно-кристалломорфной микроструктурой кварц-халцедоновой массы, содержащей реликты глобул.

Содержание SiO2 различно, достигает 95%; наиболее обычная примесь - глина, в некоторых толщах, кроме того, карбонатный материал; спорадически присутствует пирокластика. Особенностью состава фтанитов является повышенное содержание в них СОрг (до нескольких процентов), вследствие чего железо находится обычно в пиритной форме.

Фтанитоиды - внешне похожи на фтаниты, но менее темные, обычно с синим, голубым и зеленым оттенками. Основные структурные и текстурные особенности у них'тоже сходны, но фтанитоиды несколько лучше раскристаллизованы и обладают агрегатно-кристаллоформной микроструктурой с кристалломорфными участками.

Органические остатки - радиолярии и спонгии. Общий химический состав тот же, что и у фтанитов, но в среднем содержание Сорг и фосфора ниже, марганца - выше; в некоторых фтанитоидных толщах встречаются редкие и небольшие марганцевые рудопроявления. Все отмеченные отличия прямо или косвенно связаны с уменьшением ОВ, и чем его меньше, тем меньше сходства с фтанитами.

Яшмы - твердые породы с раковистым изломом. Они чаще красные разных оттенков или зеленые, а также полосчатые: красные ( прослои чередуются с зелеными, желтыми, лиловыми; изредка ветре- 1 чаются темно-коричневые и почти черные разности, образующие линзы i и прослои среди красных или зеленых. Текстура - как однородная, так и слоистая. Породы от тонко- до криптокристаллических; преобладает кристалломорфная микроструктура (см. рис. 44, г). Органические остатки представлены обычно радиоляриями, реже спикулами кремневых губок. Они либо редко рассеяны в породе, либо являются породообразующими (радиоляриевые и спонгиевые яшмы). Часто наблюдается тонкое чередование биоморфных прослоев и прослоев с редкими органическими остатками или без них. Содержание SiO2 колеблется в широком пределе и достигает 95-97%. Наиболее обычной примесью является глинистое и карбонатное вещество. Некоторые особенности химического состава резко отличают яшмы от фтанитов. В яшмах железо представлено формой оксид (ц) (гематит, гетит) и его содержание нередко повышено. Углерода и фосфора мало, но содержание марганца, как правило, превышает средние значение для осадочных пород, распределен он неравномерно, образуя местами рудные концентрации.

Новакулиты (’’арканзасский камень”) - молочно-белые породы с полураковистым изломом. Для них характерен размер породообразующих частиц 15-25 мкм; микроструктура кристалломорфная с плотной упаковкой. Минеральный состав - кварцевый; халцедон обычно присутствует в незначительном количестве. Органические остатки представлены либо радиоляриями, либо спикулами губок; как правило их мало. Новакулит самая высококремнистая порода - содержание кремнезема достигает 99% и более.

Хемогенные силициты представлены гейзеритами и джеспилитами.

Гейзериты возникают вблизи выходов термальных источников. Они состоят из силикагеля, имеющего характерную глобулярную структуру и нередко плойчатую текстуру за счет чередования плотных порошковатых ’’слойков”, состоящих из относительно крупных глобул. Гелевый кремнезем довольно быстро переходит в опал и кристобалит. В ископаемом состоянии гейзериты сохраняются исключительно редко.

Джеспилиты, или железистые кварциты, являются метаморфичес-

кими породами, состоят из тонкослойчатого чередования микрозер- нистого кварцита и гематита с примесью магнетита.

Конкреционные (постседиментационные) силици- ты. В природе широко распространены диа- и катагенетические кремни, обычно представленные конкрециями. Нередко они приурочены к определенным горизонтам, иногда переходящим в сплошные кремневые линзы и пласты. Источником SiO2 здесь является, во-первых, седиментационный кремнезем, рассеянный во вмещающем осадке, и, во-вторых, кремнезем, освобождающийся при постседиментационном минеральном преобразовании некоторых нестойких силикатов.

Конкреции имеют различный минеральный состав: опал-кристоба- литовый, кварц-халцедон-кристобалитовый, кварц-халцедоновый; встречаются зонарные конкреции с кварцевым ядром и внешними зонами из кристобалита, иногда с халцедоном, и кристобалита и кальцита.

Гипергенные кремни возникают в корах выветривания при де- кальцитизации кремнистых известняков в условиях теплого гумидно- го климата. В условиях тропического климата с сухими сезонами происходит окварцевание известняков и возникают своеобразные кремневые плиты - террешты. В корах выветривания известно накопление мучнистого кварца - маршаллита.

Условия образования силицитов. Кремнистые породы образуются многими способами. Значительное количество кремнезема поступает в осадки в виде скелетов организмов, которые, растворяясь частично или полностью сильно повышают концентрацию SiO2 в иловых водах. В некоторых случаях (при вулканических извержениях, гидротермальных процессах) происходит прямое химическое осаждение. Возможно, этот способ в прошлой геологической истории был развит более широко.

В Мировом океане илы, обогащенные кремнийсодержащими организмами, распространены зонально. А. П. Лисицын выделяет три пояса кремненакопления: два с развитием диатомовых илов в высоких широтах (особенно четко такой пояс выражен вокруг Антарктиды) и один - в приэкваториальной части, где преобладают радиоляриевые илы. Благоприятные условия развития диатомовых илов отмечаются в зонах развития восходящих течений - апвеллингов, примером чего являются осадки континентальных западных окраин Северной и Южной Америки, юго-западной Африки. Обычно скопления кремнистого материала (вне ареалов подводного вулканизма) располагаются по периферии прибрежных песчано-алеврито-глинистых осадков, образуя как бы переходную зону между ними и пелагическими образованиями.

Бурение в океанах показало, что в неогене размещение кремние-

165

тых осадков было близким к современному, а в палеогене и мелу хорошо прослежен лишь экваториальный пояс в Тихом океане, простиравшийся также в Атлантику.

Кремнистые породы исключительно широко развиты в докембрии и резко сокращаются в послепротерозойское время. Докембрийские кремнистые породы относятся к хемогенным и всегда теснейшим образом связаны с железом, образуя джеспилиты. В позднейшей истории Земли эта связь 8102 с железом нарушается, появляются опоки и кремнистые породы почти без железа. Устанавливается все большая зависимость осаждения 8102 от организмов, процесс становится все более биогенным.

В современных поверхностных водах кремнезем находится в состоянии резкого недосыщения. В речных водах его содержание 10-20, в морских - 0,5-5 мг/л. Растворимость его в воде - 100-120 мг/л (при 10-20*С, pH = 6-8). При этих величинах наступает насыщение (эта величина постоянна и для дистиллированной воды, и для соленого раствора). До насыщения кремнезем находится в виде истинного молекулярного раствора. Таким образом, его химическое осаждение из воды невозможно и вне вулканических или гидротермальных очагов происходит только за счет биогенного извлечения. Этот вывод полностью согласуется с формами нахождения SiO2 в современных морских и озерных отложениях (он в них только в биогенной форме - в раковинках радиолярий, спикул губок, скорлупках диатомей).

В прошедшие эпохи дело обстояло по-другому. Тот огромный разрыв между растворимостью кремнезема и его содержанием в современных водах возник не сразу. Он оформлялся постепенно, когда миллиарды лет тому назад возникли некоторые группы растений, а позже и животных, которые стали извлекать из воды SiO2 для построения своих скелетов. По данным Н.М. Страхова, падение количества кремнезема ниже уровня растворимости произошло, вероятнее всего, в рифее. Во все послерифейские периоды на участках моря, удаленных от вноса кремнезема гидротермами (или эксгаляциями), осаждение 81Ог должно было идти таким же биогенным путем, как и сейчас.

Постседиментационные преобразования силицитов. Трансформация кремнистых осадков обратила на себя особое внимание в связи с обработкой материалов океанического бурения. Появилась возможность наблюдать в едином разрезе постепенный переход современных биогенных илов в литифицированные силициты. Большую популярность приобрела гипотеза "вызревания”, согласно которой биогенный аморфный кремнезем в диагенезе переходит в неупорядоченный кристобалит (люссатит), замещающийся в катагенезе халцедоном и кварцем. Процесс этот, таким образом, двустадийный. Была сделана попытка примерно оценить продолжительность каждой стадии на 166

Таблица 10. Зональность форм кремнезема

Зона по

SiO2

Туфобиогенные силициты

Биогенные силициты

Западная Камчатка (1)

Калифорнийский бордерленд (2)

Северный Хоккайдо (3)

Восточный Сахалин (4)

Калифорния (5)

Опал-225/20030/53545/65050/120048/550

Опал-КТ •65/100050/80069/150090/230079/1250

Примечание. Дробью обозначены на нижней границе зон температура, °C (в числителе) и глубина, м (в знаменателе). Литературный источник (цифры в скобках): 1 — Е. Е. Карнюшина, О. И. Супруненко, 1975 г.; 2 - В. И. Гречин, 1983 г.; 3-1. Kazama, 1980 г.; 4 - Р. В. Данченко, 1983 г.; 5 - С. М. Jsaaks, 1984 г.

основании данных бурения. Первая стадия охватывает по крайней мере 20-50 млн. лет, вторая - около 70-90 млн. лет.

Безусловно, фактор времени является существенным регулятором преобразований SiOa,Ho большую роль играет и температура. Свидетельства о четком термическом контроле смены кремнеземных модификаций обнаружены при изучении разрезов первично-биогенных осадков Тихого океана, где установлено, что наименьшая глубина первого появления опала-КТ в однотипных толщах обратно пропорциональна величине современного геотермического градиента. Опал-А распространен в разрезах до термоуровня не более 50*С, преобладание опала-КТ наблюдается до 90*С, далее располагается кварцевая зона, исследованная до термоуровня 150*С (табл. 10).

Соотношения минеральных модификаций S1O2 с параметрами физических свойств пород и степенью углефикации гумусовых включений были установлены для кайнозойских отложений Западной Камчатки и Восточного Сахалина, где и прослежены в диапазоне градаций ПКХ - начала МК3. Зона ’’чистого” опала-А на Камчатке редуцирована за счет раннего появления в туфоосадочных отложениях кристобалита, который практически возникает в начале стадии протокатагенеза (R° = 5,7%). Появление аутигенного кварца установлено на глубине около 1000 м (RO = 6,2-6,3%).

Биогенные силициты в некоторых случаях являются нефтематеринскими образованиями и одновременно нефтесодержащими, т. е. заключают залежи нефти и газа, наиболее известные из которых находятся в Калифорнии (формация Монтерей). Имеются они и в других частях Тихоокеанского пояса, в частности, на Сахалине. Силициты служат также ценным сырьем, их используют как добавки в цемент, в качестве теплоизоляционных, строительных материалов. Они обладают хорошими свойствами как катализаторы и адсорбенты.

Контрольные вопросы

Чем представлены породообразующие минералы кремнистых пород и формы кремнезема в них? Каковы методы их диагностики?

По каким признакам проводится классификация кремнистых пород?

Чем сложены биогенные кремнистые породы?

Как характеризуют состав и свойства бнохемогенных и хемогенных кремнистых пород?

Что известно о происхождении кремнистых пород, из размещении в бассейнах седиментации и эволюции в ходе геологической истории?

В чем заключаются постседиментационные изменения кремнистых пород?

Глава 9. ВУЛКАНОГЕННООСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ

Вулканогенно-осадочными называются отложения, состоящие из синхронных и (или) синхронно-переотложенных продуктов вулканизма, либо из смеси их с терригенными, хемогенными, биогенными компонентами, которые формируются как единое целое в седименто- генезе и в последующие стадии литогенеза. Формирование этих отложений связано с одноименным типом литогенеза, которым, по определению Н. М. Страхова, ’’...называется породообразованием на участках наземного и подводного вулканизма и на прилежащих к ним территориях, где возникновение отложений находится под влиянием вулканических извержений и излияний”. Магматические источники вещества, участвующие в формировании вулканогенно-осадочных пород, поставляют при вулканических извержениях огромные массы материала в жидком, твердом и газообразном состояниях. Этот материал затем перемещается на поверхности земли по общим законам седиментации и приобретает за счет этого некоторые черты нормально-осадочных отложений.

Основные черты вулканогенно-осадочного литогенеза. Существуют две формы вулканогенно-осадочного литогенеза - наземная и подводная. При подводных извержениях вулканогенный материал поступает непосредственно в морской или океанический бассейн. Наземный вулканизм более доступен для изучения. По формам проявления различают прежде всего вулканизм трещинный и центрального типа.

Трещинный вулканизм характеризуется излиянием магмы вдоль протяженных тектонических разрывов. Магма всегда основная (базальтовая) и отличается большой текучестью и подвижностью. Выступая на поверхность, она разливается по ней плащеобразно, образуя большие по площади, но тонкие слои. Выбросов пепла обычно не бывает, газов выделяется мало. Лишь тогда, когда в результате дифференциации магмы в глубинном очаге на поверхность начинает 168

поступать более кислая и обогащенная газами лава, появляются локальные выбросы пепла и возникают небольшие холмообразные вулканические постройки. Примером трещинно-покровного вулканизма являются извержения на территории современной Исландии. Из геологического прошлого известны лавовые покровы раннемезозойского возраста (триас) на Сибирской плите, так называемые "траппы”.

Вулканизм центрального типа характеризуется тем, что извержение происходит вдоль относительно узкого канала. Внешние проявления вулканизма центрального типа очень разнообразны и контролируются в основном составом магмы, определяющим ее вязкость и газонасыщенность. В этом типе вулканизма выделяются следующие виды.

Собственно эффузивный - наиболее ярко представлен на Гавайских островах. Он связан с очень жидкой базальтовой лавой, бедной газами. Вулканы имеют форму плоских щитов с лавовыми кратерными озерами. Извержение заключается в том, что лава, медленно поднимаясь, переливается через края кратера, образуя более или менее крупные покровы небольшой мощности. Пепел и бомбы не выбрасываются, что связано с малой газонасыщенностью лавы и ее жидкой консистенцией. При более обильном содержании газов в лаве на поверхности кратерного озера образуются лавовые фонтаны, выбрасывающие тонкие стеклянные нити и капли.

Эффузивно-эксплозивный - это наиболее распространенный сейчас тип, к нему, например, относятся извержения Везувия и Стромболи. Он связан со средней и частью с кислой достаточно газонасыщенной лавой. Форма вулканов более или менее четко выраженная конусовидная. Извержение начинается со взрыва, уничтожающего пробку, закупоривающую кратер вулкана. Затем следует более или менее продолжительный период выбросов газа и пепла, также сопровождаемых взрывами. В заключительный период из кратера изливается жидкая лава, стекающая одним или несколькими потоками вниз по склонам. Извержение заканчивается поствулканической стадией, когда из кратера, а также из трещин на стенках вулканов выбрасываются газы и вытекают горячие воды.

Экструзивно-эксплозивный может быть проиллюстрирован вулканами Безымянным и Шевелуч на Камчатке. Извержение здесь, как и в предыдущем типе, начинается одним крупным или серией более слабых взрывов, прочищающих канал вулкана. Выбрасываются огромные массы пепла, часто на большие пространства. Кульминационным моментом извержения является взрыв, сопровождаемый истечением лавы, но не в виде сплошного жидкого потока, как в предыдущих типах, а в виде агломерата (aglomero - собираю, нагромождаю) крупных и мелких обломков, плавающих в массе газов. Подобно лаве, такой агломерат течет вниз по склону вулкана, заполняя отрицатель-

ные формы рельефа и теряя по пути газы, облаками поднимающиеся над такой своеобразной ’’палящей” лавовой лавиной. После дегазации на месте агломератового потока остается хаотическое скопление обломков самого разного размера - от алевритовых до глыб 1,5-2 м в диаметре, залегающих без всяких признаков сортировки. Длина агломератовых потоков может достигать нескольких десятков километров, а мощности - нескольких десятков метров.

Заканчивается извержение выдавливанием из кратера куполовидной массы твердой лавы, которая временами дает умеренные взрывы, сопровождаемые появлением дополнительных небольших агломератовых потоков и выбросом пепла. Затем следует период обычной поствулканической деятельности.

Собственно эксплозивный вулканизм. Этот вид извержений дает только эксплозивный материал, лавы отсутствуют. Все сводится только к газовым взрывам, уничтожающим часть вулканической постройки. Пепловый материал в основном состоит из обломков фундамента вулкана. В этому же типу извержений относятся трубки взрыва, образующиеся на различных глубинах.

Для характеристики деятельности очагов извержений в вулканологии употребляется коэффициент эксплозивности Риттмана (Е):

объем рыхлых вулканических продуктов ^ объем извергнутого вулканом материала

Коэффициент Е изменяется от нуля до 90-100% и представляет большой интерес. Он является показателем воздействия на среду седиментации поступающего из магматического очага материала: чем выше коэффициент эксплозивности, тем активнее участие вулканогенного материала в осадочном процессе.

Неоднократно делались попытки подсчитать для наиболее известных извержений объемы выброшенного материала. По данным Е. Ф. Малеева, во время катастрофических взрывов вулканы выбрасывали от 1-2 до 150 км3 вещества.

Размеры выброшенных обломков варьируют от глыб объемом до 1 м3 и массой 2-3 т частиц мелкоалевритовой и пелитовой размерности.

Твердые продукты извержения могут быть представлены кристаллами, у которых проплавлены лишь некоторые ребра. В литературе, например, описано местонахождение кристаллов авгита Монте Роси у Энты, которое возникло при извержении за счет ’’дождя” кристаллов. Тонкий пирокластический материал представляет часто обломки вулканического стекла в виде изогнутых осколков, черепков и обрывков. Обломки стекла наполнены многочисленными включениями газовых пузырьков. Более крупные обломки (крупнее песчаных) обычно представлены обломками эффузивных пород.

Тонкий пепловый материал выносится газами на высоту в десятки

километров. При извержении вулкана Безымянный на Камчатке эруптивная туча поднималась до высоты 35 км. Известны выносы тончайших пепловых частиц на высоту до 50 км. Что касается дальности переноса пирокластического материала, то установлено, что тончайшая вулканическая пыль переносится на десятки тысяч километров; тонкая пыль - на тясячи километров, вулканический песок - до сотни километров, лапилли - на десятки километров, глыбы - на несколько километров.

Состав осаждающегося из воздуха пепла меняется при удалении от центра извержения. Такие тяжелые компоненты, как пироксены, амфиболы и рудные минералы, опускаются неподалеку от вулканов, а легкие частицы вулканического стекла могут распространяться на значительно большее расстояние.

Наряду с твердыми продуктами наземные вулканы выбрасывают также газообразные вещества и горячие воды. При охлаждении газов выпадают многие соединения элементов, обладающих повышенной летучестью. Эти соединения дают твердые фазы - возгоны, осаждающиеся на стенках кратера, в трещинах, на поверхности лавы, в кавернах. Изучение возгонов показало, что в парообразном состоянии "летят” все породообразующие элементы: Na, К, Са, Mg, Al, Si, Fe, Мп и ряд микроэлементов: Mo, Ni, Си, Со, Pb, Zn и др. При этом металлы "летят” чаще всего в виде хлоридов, реже в виде сульфидов и сульфатов.

Наибольшее количество и разнообразие металлов свойственны фумарольной стадии, в сольфатарах их меньше, а в мофеттах практически нет. Однако возгоны металлов весьма эффемерны. После остывания вулкана они быстро смываются дождевыми водами и образующие их компоненты включаются в поверхностные миграции элементов. Газовые эманации вулканов в конечном счете являются дополнительным источником многих макро- и микроэлементов, участвующих в экзогенном осадочном породообразовании, особенно, для малых элементов.

Кроме эксгаляций периоды между извержениями вулканов характеризуются более или менее значительной гидротермальной деятельностью. Термальные воды по гидрохимическим особенностям, температуре и другим признакам объединяются в три группы.

Кислые хлоридные или сульфатно-хлоридные термы. Температуры их около 90*С. Они наблюдаются во всех областях современного вулканизма, причем локализуются в глубоких частях вулканических аппаратов. По существу эти воды представляют растворы серной и соляной кислот (pH - 0,87-1,7).

Сульфатные термы (температура 30-70°С) приурочены к верхним горизонтам вулканических аппаратов, pH их 1-2, т. е. здесь практически присутствует серная кислота.

Щелочные гидрокарбонатно-хлоридные азотно-углекислые термы распространены по периферии активных вулканических очагов, в толщах, сложенных вулканическими и осадочными породами. Области развития этих терм часто являются депрессионными зонами. Эти термы отличаются высокими температурами (от 100 до 200-300°С), выходя на поверхность в виде кипящих источников-гейзеров; они вскрыты буровыми скважинами на глубинах от 300-500 до 1000-1200 м (Италия, Исландия, Новая Зеландия, Япония, п-ов Камчатка). Свободные кислоты в растворе полностью отсутствуют, напротив, вода имеет резко выраженную щелочную реакцию (pH = 8-9). Катионная часть представлена щелочными и щелочноземельными металлами, среди которых резко преобладает Na. Характерно очень высокое ' содержание кремнекислоты (до 500-600 мг/м).

Под влиянием гидротермального метаморфизма происходит интенсивный вынос из пород многих элементов (Al, Fe, Са, Mg, К), породы часто перерождаются под влиянием хлоридно-сульфатных вод в опалолиты (только кремний и титан не выносятся; железо частично осаждается в виде лимонита).

В случае сульфатных гидротерм при выщелачивании отложений | происходит связывание А1 и Fe в основные соли - алунит и ярозит, | которые вместе с опалом замещают породу. Высокие концентрации 1 сероводорода обеспечивают обильное содержание серы и сульфидов за ; счет металлов, заимствованных из вулканических образований. В , разрезе проявляется резкая вертикальная зональность, выраженная ' сменой отбеленных опаловых и алунитовых пород зоной, обогащенной сульфидами - пиритом и марказитом с примесью сульфидов свинца, молибдена, меди и других металлов. В случае слабокислых растворов, богатых углекислотой, происходит каолинизация породы. Таким образом, гидротермы, циркулирующие в вулканических постройках, разрушают водовмещающие породы, выщелачивают их и формируют зоны отбеливания и разложения.

Вулканогенно-осадочные породы, как уже упоминалось выше, состоят из смеси осадочного и вулканогенного материала, что определяет существование таких разностей отложений как вулканогенно-обломочные, вулканогенно-кремнистые, вулканогенно-карбонатные и разнообразных смешанных типов. Наиболее широко распространены вулканогенно-обломочные отложения.

Типизация вулканогенно-обломочных отложений. Согласно принятой в СССР классификации, среди обломочных накоплений различают вулканокластические и вулканогенно-осадочные образования (табл. 11). Группа вулканокластических пород характеризуется преобладанием вулканогенного материала (100-50%), представленного эффузивным и эксплозивным материалом, сцементированным лавой, либо веществом гидрохимического происхождения. В этой 172

группе различают эффузивно-обломочные (лавокластолитовые), эксплозивно-обломочные и осадочно-пирокластические породы.

Эффузивно-обломочные породы состоят более чем на 50% из лавового обломочного материала и представлены такими разновидностями как лавобрекчии, кластолавы, туфолавы и автомагматичес- кие брекчии. В лавобрекчиях состав, структура и текстура обломков лавы и лавового цемента идентичны. В кластолавах эти компоненты породы различаются хотя бы по одному признаку. В обломочной части туфолав, помимо лавовых компонентов, наблюдаются обломки пемзы и кристаллов, а стекло связующей массы имеет флюидальную текстуру. Автомагматические брекчии состоят из значительного количества крупных идиоморфных, а нередко также оскольчатых и оплавленных минералов и скрепляющего их цемента лавового облика.

Эффузивно-обломочные породы с гидрохимическим цементом объединяют лавокластиты и гиалокластиты. Обломочная часть лаво- кластитов состоит из обломков раздробленной лавы. Гиалокластиты сложены обломками стекловатых лав (чаще базальтового состава), иногда с примесью кристаллов. Гиалокластиты образуются в результате взрывного дробления и специфической закалки продуктов излияний и эксплозий.

Структуры вышеперечисленных типов пород показаны в табл. 11. Типизация эффузивно-обломочных образований проводится по структурной и химической характеристикам обломков, которые могут быть представлены базальтами, андезитами, дацитами и риолитами, а также переходными между ними разностями.

Эксплозивно-обломочные породы состоят более чем на 90% из эксплозивного материала, среди которого по агрегатному состоянию породообразующих пирокластических компонентов выделяются витро-, кристалло- и литокласты. Витрокласты - обломки вулканических стекол, их облик напоминает черепки, рогульки, порой встречаются удлиненные и овальные обломки (рис. 45, а). Для них характерно, наряду с гомогенными, пузырчатое и флюидальное строение первично изотропного вещества. Этот материал очень нестоек и даже в свежевыпавшем осадке быстро замещается глинистыми, карбонатными и цеолитовыми агрегатами. Среди кристаллокластов наиболее широко распространены плагиоклазы, нередко зональные и проплавленные (рис. 45, б, в ). Встречается гипидиоморный кварц с заливообразными контурами (рис. 45, г), кристаллы пироксенов, биотит. Литокласты представлены в различной степени структурированной основной массой вулканитов и их туфов (рис. 45, д). Рыхлый пирокластический материал называется тефрой.

Тефра, выпавшая из пепловых туч в осадок сразу и захоронившая- ся без переотложения, является синхронно отложенной и образует сцементированные разности пород, называемые туфами (рис. 46, а-г).

173

Таблица 11, Классификация вулканогенных обломочных горных пород и осадков (Классификация и номенклатура магматических горных пород. —1981 г. — С. 142—143)

Типы обломочных структур

Размеры облом- КОВ, мм

Вулканокластические (вулканогенно-обломочные) породы

Вулканоген- но-осадочные породы

Эффузивно-обломочные (лавокластолиты)

Эксплозивно-обломочные (пирокластолиты, тефра)

Осадочно-пиро- кластические (ортотуффиты)

Пирокласти- ческого материала 750%

С лавовым цементом

С гидро- химическим цементом и нелитифи- цированные

Лити^

ицированные

Нелитифи- цированные накопления

Пирокласто-осадоч- ные (паратуффиты)

Осадочного материала 750%

Сваренные и спекшиеся

Уплотненные и сцементированные гидрохимически (туфы)

Агломерато

>200

Лавобрек- Лавокла-

Спекшие

Туфы агломе

Бомбово-глы

Туффиты аг

Валунные туфокон-

вый (глыбовый)

50-200

чни, класто- ститы, лавы, туфо- гиалолавы, авто- кластиты

ся туфы, нгнимб-

риты

ратовые (глыбовые)

бовые (тефра агломератовая)

ломератовые (глыбовые)

гломераты

Псефитовый

10-50

магматические брекчии

Туфы крупнопсефитовые (крупнолапиллиевые)

Крупнолапиллиевые (тефра крупнопсефитовая)

Туффиты крупнопсефитовые (крупно-

Туфоконгломе- раты крупнопсефитовые

лапиллиевые)

2-10

Туфы мелкопсефитовые (мелколапиллиевые)

Мелколапиллиевые (тефра мелкопсефитовая)

Туффиты мелкопсефитовые (мелко- лапиллиевые)

Туфогравелиты мелкопсефитовые

Псаммитовый

0,5-2 0,25-0,5 0,1-0,25

При необходимости подразделяются на агломератовые, псефитовые, псаммитовые

Агглюти- наты

Туфы псаммитовые

Вулканический песок (тефра псаммитовая)

Туффиты псаммитовые

Туфопесчаники псаммитовые

Алевритовый и пелитовый

0,1 (0,05) -0,01 и <0,01

Не описаны

Туфы пепловые

Туфы алевритовые и пелитовые

Вулканическая пыль

Туффиты алевритовые и пелитовые

Туфоалевр алиты и туфопелиты алевритовые и

пелитовые

Рис. 45. Тефрогенные компоненты вулканогенно-осадочных пород (николи I)

а — витрокласты (увел. 180); бив — кристаллокласты плагиоклаза (б — увел. 180, в — увел. 360); г - кристаллокласт кварца (увел. 300); д — литокласт туфа алевропелитового (увел.250)

Пирокластический материал не только цементируется гидрохимическим веществом, но и может быть спекшимся или сваренным. Среди сваренных и спекшихся разностей различают агглютинаты, спекшиеся туфы, игнимбриты. Агглютинаты - спекшиеся в плотную массу скопления вулканических шлаков (обрывков пузыристых лав), бомб, лапиллей и пепла. Характерной особенностью агглютинатов, с одной стороны, является наличие лепешкообразных деформированных комков лавы, с другой - отчетливость контуров обломков, спекшихся в плотную массу. В туфолавах же границы обломков слабо различимы, среди обломочных компонентов много минералов, а связующая масса представляет собой слабораскристаллизованное стекло с реликтами

Рис. 46. Туфы (николи 11).

а — песчано-алевритовый разнозернистый кристалло-литокластический туф с пленочным смектитовым цементом (увел. 220); 6 — алевритовый крупнозернистый туф кристалло-вит- рокластический со смектитовым цементом и выделениями кристаллов цеолитов в порах (увел. 100); в — песчано-алевритовый разиозернистый туф витрокластический глинизированный и цеолитизированный (увел. 100); г — алевритовый крупнозернистый туф кристал- ло-витрокластический (увел. 95)

Рис. 47. Туффит. Видны зерна плагиоклазов и выделения вторичного сидерита (увел. 100, николи !Г)

Рис. 48. Гнездовидные выделения цеолитов в туфопесчанике (белое поле в центре снимка) (увел. 180, николи +)Рис. 48. Гнездовидные выделения цеолитов в туфопесчанике (белое поле в центре снимка) (увел. 180, николи +)1 J j I1 J j Iпепловых частиц. Игнимбриты состоят из плотной массы растянутых и ^ причудливо деформированных пепловых частиц, расположение j которых создает псевдофлюидальную текструру. Для игнимбритов < характерно наличие фьямме-стекловатых линз в различной степени ; раскристаллизованных. Концы фьямме неровные, "размочаленные”, j напоминают язычки пламени.:

Рис. 48. Гнездовидные выделения цеолитов в туфопесчанике (белое поле в центре снимка) (увел. 180, николи +)

Рис. 48. Гнездовидные выделения цеолитов в туфопесчанике (белое поле в центре снимка) (увел. 180, николи +)

1 J j I

1 J j I

Осадочно-пирокластическими (ортотуффитами) называются породы, содержащие смесь эксплозивного материала с осадочным, количество последнего при этом составляет 10-50%.'

Обломочный терригенный материал в отличие от тефрогенного i лучше окатан и представлен обломками осадочных, интрузивных, j 178

метаморфических и вулканогенных пород. Для последних бывает затруднительна диагностика способов мобилизации и переноса и такие компоненты рассматриваются как вулканомиктовые.

Группа вулканогенно-осадочных пород в рамках рассматриваемой классификации представлена пирокласто-осадочными (паратуффитовыми) разностями или туфопородами, содержащими 50-90% осадочного материала (рис. 47). При постседиментационных процессах значительно изменяется состав рассмотренных групп пород - происходит их глинизация и окремнение, формируются вторичные карбонаты и цеолиты (рис. 48).

Контрольные вопросы

Как определяется вулканогенно-осадочный литогенез и каковы формы проявления вулканизма?

Какие основные виды выделяются в вулканизме центрального типа?

Каковы состав и виды вулканического материала, участвующего в осадочном породообразовании?

На каких признаках основана классификация вулканокластических пород?

Как классифицируются вулканогенно-осадочные обломочные породы по составу породообразующих компонентов?

Глава 10. СОЛИ

Соляные породы являются чисто хемогенными образованиями, выпадающими в осадок лишь в результате выпаривания и высокой концентрации солей в природных водах и их нередко называют эвапоритами. Они являются типичными представителями аридных зон и возникают в морских и континентальных условиях. Главными минералами этих пород являются гипс, ангидрит, мирабилит и т. д. из группы сульфатов; хлориды представлены сильвином, галитом, карналлитом. Нитраты, бораты и сода встречаются гораздо реже.

Номенклатура соляных пород окончательно не разработана. Есть предложение именовать породы по названию преобладающего минерала, прибавляя окончание ”ит”. Например, породу называют гипсит, но вряд ли это удачно. Лучше говорить о гипсе, ангидрите и т. д., указывая о чем идет речь (о минерале или породе). Отдельные кристаллы и агрегаты выделяют как минералы, а значительные скопления - пласты и линзы - как породы.

СУЛЬФАТНЫЕ ПОРОДЫ

Наиболее широко распространены в природе сульфатные образования - гипсы и ангидриты. Цвет этих пород белый, розовый, голубоватый, красный, желтоватый до темных. Сульфаты обычно залегают в

виде мощных линз, переслаивающихся со слоями галита, доломитов, реже с известняками, глинами и песками. Первичные текстуры, возникшие в процессе образования этих пород, относятся к массивным, слоистым различного типа (горизонтальные, волокнистые, линзовидные) и оползневым. Оползневые первичные текстуры возникают в результате подводного оползания осадка до его литификации и характеризуются залеганием оползших прослоев среди горизонтально-слоистых пород. При этом в основании оползших имеются обычно глинистые прослойки.

Вторичные текстуры возникают в постседиментационный период. Перекристаллизованные текстуры формируются за счет перегруппировки текстурных элементов при циркуляции вод или за счет собирательной перекристаллизации. Часто это текстуры сетчатые, образовавшиеся в результате растворения и перотложения циркулирующими ‘ водами гипса по сети трещин (обычно в виде волокнистых разностей) ' среди незатронутых этим процессом участков. Неравномерная избира- ' тельная перекристаллизация приводит также к образования пятнис- ’ тых, желвакообразных сферолитовых и других текстур. Катакласти- ; ческие текстуры образуются под влиянием тектонических факторов, ) Здесь различаются брекчиевидные их разности, обусловленные меха- 4 ническим раздроблением и последующей цементацией обломков. ^ Плойчатые текстуры (сдавливания, скручивания, смятия и других < пластических деформаций) образуются без дробления пород. При j выветривании возникают кавернозная (пещеристая), землистая, ' моховидная текстуры.

Среди структур также различают первичные и вторичные. Первичными являются структуры, возникшие при выпадении минералов из ■ растворов. По форме обособления кристаллов выделяют структуры . волокнистые, брусковидные, таблитчатые, зернистые. Внутри этих групп разделение проводится по размеру кристаллов.I

Вторичные структуры представлены кристаллобластовыми метасо- магическими (особенно характерны при замещении ангидрита гипсом), катакластическими и кристаллопластическими. Кристаллобластовые структуры очень широко развиты среди гипсов и ангидритов, что обусловлено способностью их изменять свою форму и состав под влиянием изменения давления, температуры и за счет действия; водных растворов. Среди кристаллобластовых структур различаются пластинчатые и чешуйчатые (лепидобластовые), порфиробластовые (крупные кристаллы среди более тонкозернистой основной массы), пойкилобластовые (различно ориентированные мелкие зерна одного минерала, например, доломита, в более крупных кристаллах другогц гипса или ангидрита), гранобластовые или мозаичные (рис. 49). Кристаллокластические структуры - брекчиевидные со следами механического раздробления и последующей цементации зерен. Кристалло- 180

Рис. 49. Ангидрит мозаичного строения (увел. 96, николи +)

пластические структуры возникают в связи со способностью соляных пород к пластическим деформациям, характеризуются изогнутостью пластинчатых кристаллов.

Гипс и ангидрит в большинстве случаев образуются химическим осаждением из природных концентрированных растворов в условиях аридных зон. Установлено, что осаждение гипса начинается, когда концентрация солей в морской воде превысит нормальную в 5 раз, а плотность раствора составит около 1,2 г/см3.

При отложении гипса и ангидрита весьма важным моментом являются температура и состав раствора. Экспериментально установлено (Вант-Гофф), что при выпаривании водного раствора сернокисло- ко кальция при температуре до 63°С отлагается гипс и лишь выше этой температуры выпадает ангидрит. Если же в растворе, помимо сульфата кальция, есть хлориды Na и Mg, осаждение ангидрита начинается при более низких температурах. При одновременном присутствии в растворе NaCl и MgCl2 (что наблюдается в морской воде) выпадение ангидрита происходит в диапазоне температур 25- 30°С, а гипс кристаллизуется при более низком содержании хлоридов и более низких температурах.

Отложение сульфатов кальция практически не зависит от pH и Eh растворов. В природе сульфатообразование идет и в континентальных и в морских условиях, предшествуя накоплению каменной соли, калийных и минеральных солей. Обычно гипс и ангидрит образуются в щелочной окислительной среде (усыхающие бассейны, почвы сухих степей и пустынь).

Гипс и ангидрит являются достаточно неустойчивыми и подвижными образованиями. Это определяет их поведение после отложения осадка. Перегруппировка компонентов и собирательная перекристаллизация начинаются уже в стадии раннего диагенеза, когда осадок насыщен растворами материнского бассейна и слабо уплотнен. На этой стадии возникают в гипсах и ангидритах такие новообразования как

181

целестин, стяжения кремня, пирит, флюорит. На стадии диагенеза сульфаты могут образовываться в карбонатных отложениях. Этот процесс может идти при доломитизации рифов.

В зоне катагенеза гипс переходит в ангидрит. При гипергенных процессах, напротив, ангидрит гидратируется и переходит в гипс, увеличиваясь в объеме на 60%, что ведет к образованию текстур смятия. Гипс и ангидрит легко выщелачиваются подземными водами. При взаимодействии сульфатных вод с карбонатными породами образуются метасоматические сульфаты кальция.

Процесс гидратации гипса в зоне выветривания развит чрезвычайно широко. Большинство наиболее крупных месторождений гипса являются вторичными и возникли путем гидратации ангидрита. По мере удаления от земной поверхности гипс сменяется ангидритом. Увеличение давления препятствует гидратации, глубина распространения которой не вполне установлена. Обычно она определяется величинами от 100-150 до 350 м, однако известны и на поверхности, а также огипсование их на глубинах до 850 м. Такое распределение процессов по глубине обусловлено климатическими факторами, рельефом, гидрохимическим режимом, особенностями отложений, перекрывающих сульфаты.

Огипсование в зоне выветривания распространено очень широко. В то же время происходят процессы выноса сульфатов кальция и частичное или полное их замещение кальцитом и доломитом. Возникает вторичная кальцитовая порода - "кальцитовый кепрок”. Образование последних связывается с воздействием на гипс (ангидрит) углекислых вод, ОВ, нефти и газов. С кальцитовым кепроком бывают связаны залежи серных пород, концентрирующихся на границе его с гипсо-ангидритовым кепроком. Разложение гипса и ангидрита под влиянием ОВ и бактерий ведет к образованию сероводородных вод и залежей серы.

ХЛОРИДНЫЕ ПОРОДЫ

Каменная соль сложена галитом (NaCl) и может содержать примеси других хлористых и сернокислых солей, ангидрита, оксидов железа и терригенных частиц. Каменная соль образует линзы, пласты и соляные купола. Текстура ее обычно тонкослойчатая, обусловленная сезонными колебаниями в осадконакоплении, структура крупно- и грубозернистая.

Карналлитовая порода сложена в основном карналлитом (КС1 MgCl2-6H2O), из примесей содержит преимущественно галит, иногда сильвин. Отличается ярко-красной или оранжево-желтой окраской, обусловленной присутствием тончайших иголочек гематита.

Сильвиновая порода характеризуется тонкой слойчатостью.

благодаря чередованию через 3-4 мм слоев сильвина (КС1), галита и глинистого ангидрита. Окрашены породы обычно в красные и пестрые тона за счет разной окраски слагающих их компонентов.

Структурно-текстурные особенности соляных пород обусловлены особенностями процессов формирования. Здесь также выделяются первичные и вторичные текстуры и структуры аналогично гипсово-ангидритовым породам. Первичная слоистая текстура галогенов отражает годичные и сезонные изменения в процессе отложения соляных остатков. Эта текстура наиболее отчетливо проявляется среди камен- 1 .ной соли и сильвинита. Следует отметить, что некоторые, большей | частью мономинеральные соляные породы, имеющие одинаковую ) структуру и текстуру, иногда отличаются друг от друга внутренним | строением отдельных зерен и кристаллов, что может указывать на их | генезис, а также на различный характер преобразования пород. В > связи с этим описание внутренних структур отдельных кристаллов и i зерен приобретает здесь большое значение. Характеризуя внутреннее i строение отдельных зерен, в первую очередь следует обращать внима- 5 ние на зональность. Обычно по зонам роста располагаются капли । материнских растворов (рапы), пузырьки газа, глинистое вещество, < микровключения ангидрита, доломита, магнезита. Такая зональность является седиментационной и диагенетической. Двойниковое строение зерен карналлита (полосчатое и решетчатое) свидетельствует о перекристаллизации под давлением. Для постседиментационных структур характерны крупно- и гигантозернистые разности, структуры замещения и высаливания.

Образование солей в настоящее время и в прошлые геологические эпохи шло в континентальных и в морских условиях. При этом соле- накопление регулировалось и регулируется рядом геологических и г природных факторов, из которых следует отметить геоструктурную i позицию солеродного водоема, характер его связи с питавшим мор- • ским бассейном, условия питания морской водой и континентальными . водами, глубину солеродного водоема, химические особенности воды.

Среди водоемов с повышенной соленостью выделяются озерные, континентальные и морские. Гидрологический режим этих водоемов ■ может быть однородным в латеральном и вертикальном направлениях, либо неоднородным. По гидрохимическому составу рассматрива- , ются бассейны содовые, сульфатные и хлоридные. Все три типа встречаются на континентах. Морские бассейны относятся к сульфатным, изредка они переходят в хлоридные.

Озерный галогенез является в геологической истории редкостью. Осаждение солей в озерах происходит из рапы (рассола), образующейся в засушливое время года. Иногда соли загрязнены глинистым материалом, чешуйками глины и органическими остатками. В этих галогенных (или терригенно-галогенных) отложениях, обычно отсутст-

вуют калий-магниевые соли, так как галогенез не успевает завершиться.

Морской галогенез обладает своеобразными чертами по сравнению с озерным, так как морская вода обогащена калием, магнием и рядом макроэлементов. При минерализации воды 14-26% образуются сульфаты, при 26-32% идет садка NaCl, более высокая минерализация приводит к образованию калий-магниевых накоплений. Вверх по разрезу происходит переход от известняков через доломиты к сульфатам, а затем к солям. При концентрации раствора вершина этой пирамиды сложена наиболее ценными калийными солями. Иногда несколько подобных карбонатно-соленосных циклов наложены друг на друга. В настоящее время калийные соли не образуются. В значительной мере загадкой является образование солей в глубоководных условиях. Некоторые авторы рассматривают это как следствие вертикальной дифференциации вод по солености и полуизолированных глубоководных впадинах, при которой соленость у дна увеличивается. Другие связывают поступление рассолов (около 300 г/л) с зонами разломов, трещин на морском дне. Такие случаи известны в Средиземном, Красном морях и имеют отношение к процессам растяжения в рифтоге- незе и подъему глубинного вещества.

Галогенные породы - индикаторы быстрых темпов погружения. Установлено, что солевые горизонты накапливались в 10-14 раз скорее, чем подстилающие глинисто-карбонатно-ангидритовые отложения.

Галогенез вообще развивался лишь в тех депрессиях, которые отличались быстрым прогибанием дна. Соляные фазы высоких и конечных стадий галогенеза возникали при резком увеличении темпов погружения. Характерно также, что галогенное накопление шло на фоне горообразовательных процессов или непосредственно после них и было связано с регрессивными стадиями, когда возникали реликтовые бассейны с затрудненной связью с открытым морем.

Глава 11. ФОСФАТНЫЕ, ЖЕЛЕЗИСТЫЕ, АЛЮМИНИЕВЫЕ

И МАРГАНЦЕВЫЕ ПОГОДЫ

ФОСФАТНЫЕ ПОРОДЫ

Эти породы являются осадочными образованиями смешанного состава с содержанием Р2О5 не менее 10%. Их также называют фосфоритами. Главные породообразующие минералы фосфоритов принадлежат группе апатита (гидроксилапатит, фторапатит и др.). Фосфатные минералы присутствуют в породе в различном виде. По форме геологических теп среди фосфоритов различают пластовые и желваково-конкре-

ционные. Пластовые фосфориты характерны для геосинклинальных областей. Мощности пластов колеблются от нескольких сантиметров до 15-20 м. Желваково-конкреционные фосфориты распространены в платформенных отложениях. Иногда желваки сливаются, образуя фосфоритовую плиту.

Текстуры фосфоритов разнообразны: массивные, слоистые, линзо- видно-петельчатые, прожилковые, сферолитовые. Среди слоистых текстур наиболее широко распространены горизонтально-, волокнисто- и линзовидно-слоистые. Эти типы слоистости фиксируются чередованием прослоев с различной величиной зерен; наличием прослоев целиком или частично состоящих из нефосфатных образований - кремней, карбонатов, глин; прослоями, обогащенными глауконитом, оксидами железа и другими образованиями.

Структуры фосфоритов характеризуются в зависимости от формы нахождения в них фосфата. Если фосфатные компоненты в породе сложены обломками, то выделяются все типы обломочных структур. По морфологии фосфатных компонентов обособляются, так же, как в карбонатных породах, зернистые, оолитовые, биоморфные и детритовые разности. Часто встречаются структуры обрастания - инкрустационные.

По генезису известны два основных типа осадочных фосфоритов - морской и континентальный. Внутри каждого из этих типов различают хемогенные, биохемогенные, биогенные и переотложенные фосфориты.

Изучение морских древних и современных фосфоритоносных отложений показывает, что эти образования внутри морей всегда занимают участки, отвечающие средней и нижней частям шельфа. Эта область фосфатонакопления называется "фосфатным шельфом” (А. В. Казаков). Фосфатный шельф всегда занимал в пределах моря промежуточное положение, никогда не придвигаясь вплотную к берегу, но никогда не опускаясь на глубины центральной котловины моря. Ширина ’’фосфатного шельфа” зависела от уклона дна: в плоских эпиконтинентальных морях платформ с ничтожным наклоном дна фосфато- накопление занимало широкую полосу (до 150-200 км); в геосинклиналях с их резким наклоном дна - гораздо более узкую зону (30-40 км) лентовидного характера.

АЛЮМИНИЕВЫЕ ПОРОДЫ (АЛЛИТЫ)

Эти породы состоят преимущественно из гидратов глинозема. К этой группе принадлежат бокситы, являющиеся рудой на алюминий, и латериты. Термин латерит означает остаточный продукт выветривания алюмосиликатных пород в условиях влажных тропиков. По составу латериты бывают железистые, каолинитовые и глиноземные. Глино-

185

земные латериты называют обычно латеритными бокситами. Термин латеритный боксит обозначает, что глиноземистая порода образовалась в коре выветривания, не испытала переноса и переотложения и по существу является остаточным образованием. Помимо того, выделяются осадочные бокситы.

Бокситы по внешнему виду и окраске весьма разнообразны: красные, красно-бурые, бурые, реже белые, серые, зеленовато-серые и пестрые. Структуры бокситов оолитовые, бобовые, пелитовые, кристаллические, обломочные. Для обломочных бокситов характерно слоистое строение, в других случаях распространены землистые, пористые и кавернозные текстуры.

Основными породообразующими минералами бокситов являются три водных оксида А1; гидраргиллит (гиббсит) А1(ОН)3; бемит А1203х хЗН2О и диаспор (А1203.Н20). Помимо минералов свободного глинозема породообразующими являются минералы группы каолинита и оксиды железа. Второстепенные минералы - кварц, опал, халцедон, сидерит, пирит.

В разведочной практике к бокситам относят породы, состоящие в значительной мере из гидратов глинозема с содержанием А!^ не менее 28 % и отношением Al203/Si02 > 4 (для гиббситовых пород) или бе- мит-диаспоровые породы с содержанием AljO3 не менее 37% и с отношением AljoySiOj ^2. ■

Руды алюминия тяготеют к континентам. Прежде всего они встречаются в корах выветривания. Это, так называемые, латеритные бокситы. Они развиваются на самых различных материнских породах, но особенно часто на основных, что вызывается, вероятно, легкостью их разложения. Так как коры выветривания плохо сохраняются в ископаемом состоянии, то древние латеритные бокситы являются редкостью. Другие фацильные типы бокситов связаны с делювием и аллювием. Они крайне редки и возникают лишь в том случае, если на водоразделах есть латеритные коры.

Наибольшее число месторождений осадочных бокситов приурочено к озерам и морям. Среди озерных накоплений известны карстовые и собственно озерные. Собственно озерные бокситовые руды залегают по периферии бассейна. Сложены озерные руды гидраргиллитом с гидроксидной железистой примесью, структура их бобовая.

В морских водоемах бокситы приурочены к верхней части шельфа. Характерную черту морских бокситов составляет образование их исключительно в геосинклиналях на карбонатном ложе, и особенно часто на поверхности рифов. Бокситы в основании таких разрезов красные, богаты железом оксидных (II) форм и не содержат фауну. На их сглаженной поверхности, иногда с признаками размыва, залегают бокситы серые, черные, зеленые, более бедные А120э Они содержат пирит, сидерит и фауну. Еще выше бокситы сменяются глинами и 186

карбонатами. Такие формы залегания заставляют предполагать, что бокситы в основании разреза являются прибрежно-континентальными. По минералогическому составу геосинклинальные бокситы - диаспоровые с примесью бемита, что связано со вторичными преобразованиями первичных гидраргиллитовых компонентов.

Осадочные бокситы относятся к механически переотложенным и значительно переработанным в диагенезе продуктам латеритного выветривания. Если размываемые элювиальные бокситы были литифици- рованы, то возникало много обломков, формирующих различные обломочные структуры. Если элювий при разрушении был рыхлым, не сцементированным, то перенос мог идти в тонкой взвеси, либо в коллоидах, пссле чего образовывались пелитоморфные - глиноподобные бокситы. Оолитовая, бобовая и пятнистая текстуры бокситов возникали в диагенезе за счет перераспределения материала.

ЖЕЛЕЗИСТЫЕ ПОРОДЫ (ФЕРРИТЫ) И РУДЫ

Железистыми называют осадочные породы, обогащенные железорудными минералами. Если содержание Ее в пробах удовлетворяет современным кондициям, установленным для выплавки из них металла, то железистые породы относятся уже к рудам. Например, бурые железняки, относимые к рудам содержат Ее 40-45%, 8Юг <15%, S< 0,2% и Р < 0,1%. Наиболее распространенными минералами железа являются оксиды и гидроксиды (магнетит, гематит, гетит, лимонит); карбонаты (сидерит, магнезиосидерит); силикаты (железистые хлориты и гидрохлориты, глауконит и др.); сульфиды (пирит, марказит); фосфаты (виванит, керчинит). Соответственно этим минералам выделяются железные руды оксидных (II) форм, карбонатные, силикатные, сульфидные, фосфатные.

Среди текстур железных руд различают массивные, конгломератовидные, слоистые, неслоистые, корковые и почковидные, землистые и порошковатые. Структуры их характеризуются следующими типами: коллоидные и колломорфные, оолитовые и бобовые, крустификаци- онные, сферолитовые, хлопьевидные, волокнистые, чешуйчатые. Помимо того, структуры классифицируются по размерам.

Фациальные типы железистых руд аналогичны бокситам. Но так как железо имеет две формы валентности, оно более геохимически подвижно по сравнению с алюминием, и поэтому главные массы железных руд сдвинуты с континента в море. В коре выветривания руды железа возникают только на ультраосновных породах, богатых железом. Современные коры такого типа известны на островах (Куба, Того, Филиппины). Среди древних отложений они крайне редки. Среди аллювиальных и дельтовых отложений гидрогетитовые накопления встречаются в руслах, которые к устьевым частям залежи цементиру- 187

ются шамозитом и сидеритом. Главная область формирования железных руд - периферия морей. Состав рудовмещающих пород варьируют, при этом немечается два основных литологических ряда - терригенный и известковый. Руды обычно оолитовые, залегают в виде 2-4 пластов от 0,5 м до нескольких метров и чередуются с безрудными пластами.

Железо поступало в пути переноса и водоемы конечного стока в основном в виде растворов и гелевых сгустков. Переработка осажденных гидроксидных форм железа в минералогически и структурно сложное рудное тело происходила в процессе диагенеза. Возникали хлориты, сидерит и характерная оолитовая структура. Утонение гранулометрического состава обломочного материала вкрест простирания пластов приводило к оформлению аутигенно-минералогической зональности морских оолитовых руд.

Оолитовые руды железа являются типичными хемогенными образованиями; при этом высокие концентрации рудного элемента и его спутников возникают в стадию седиментогенеза, диагенез же создает лишь минералогическую и структурную форму руд в виде оолитовых стяжений.

МАРГАНЦЕВЫЕ ПОРОДЫ (МАНГАНИТЫ)

К марганцевым породам принадлежат осадочные образования, содержащие более 10% оксида марганца. Главные минералы марганцевых пород: оксиды и гидроксиды - манганит МпО2*Мп(ОН)2, пиролюзит МпОа псиломелан МпОг'НгО, карбонаты марганца - мангано- кальцит и родохрозит MnCOj. Второстепенные минералы - глауконит, опал, халцедон, оксиды и гидроксиды железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит и терригенные примеси.

Марганцевые породы имеют черную окраску, часто землистый облик, реже конкреционное, оолитовое, бобовое строение. Карбонатные марганцевые породы окрашены в светлые тона - серовато-белые с розоватым оттенком, розоватые, мелко- и микрозернистые, часто тонкослоистые. В кремнистых и кремнисто-глинистых марганцевых породах нередко встречаются остатки организмов.

Соединения Мп отличаются еще большей геохимической подвижностью по сравнению с соединениями Fe и это тотчас же отражается на фациальном профиле марганцевых руд. К единственному виду его элювиальных месторождений относятся ’’марганцевые шляпы” кремнистых и карбонатных марганцевых руд. Практически значимым фациальным типом осадочных накоплений Мп в гумидных зонах служат его морские руды. Распределение марганцевых руд по типам морских осадков близко к распределению Fe. Однако руды Мп больше тяготеют к глинистым, кремнистым и известковым осадкам.

Характерной особенностью руд Мп по сравнению с Fe являются во много раз меньшие размеры месторождений. Руда образует пропластки и слои от нескольких до 30-50 см, протяжением в десятки и сотни метров. Общее число прослоев от 3-4 до 15.

В прибрежных частях месторождений залегают первичные оксидные руды - псиломелан и манганит; по периферии этой зоны, там, где руды залегают выше уровня грунтовых вод, псиломелан и манганит вторично окислены до пиролюзита. По мере возрастания мористости отложений появляются карбонаты марганца. Большая геохимическая подвижность Мп приводила к тому, что его растворы обычно не осаждались в путях переноса. Первичной формой осадка была, вероятно, перекись Мп. В диагенезе она редуцировалась в псиломеланы или в карбонаты и стягивалась иногда в оолиты, чаще в конкреции.

Все черты механизма формирования марганцевых руд свидетельствуют о том, что они, как и железные руды, являются типичными хемогенными образованиями.

Для всей триады Al-Fe-Mn в целом характерно то, что рудные накопления ее возникают часто за счет непосредственной подачи вещества с континентов. Запасы Al-Fe-Mn, растворенные в морской воде, в рудном процессе участия не принимают из-за ничтожности их. Биогенное осаждение в формировании рудных накоплений триады никакой роли не играет. Наконец, малая геохимическая подвижность Al-Fe-Mn привязывает их руды только к климатам влажным, особенно тропическому и субтропическому, ибо в аридной зоне эти элементы неподвижны. Накопления Fe-Mn отмечаются также вблизи подводных гидротерм.

Контрольные вопросы

Каковы структуры, текстуры, условия геологического залегания и образования гипсов и ангидритов?

Что относится к основным типам хлоридных пород и каковы условия их образования?

Что известно об условиях и обстановках возникновения эвапоритов и какова роль эвапоритов в нефтеобразовании?

Каковы признаки классификации и происхождения фосфатных пород?

Каковы состав, структуры и происхождение алюминиевых пород?

Каковы состав, структуры и происхождение железистых пород и руд?

Каковы состав, структура и происхождение марганцевых пород?

Раздел III. НЕФТЕГАЗОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ

Глава 12. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА

Нефтегазоносные комплексы (НГК) представляют собой генетические подразделения самого высокого ранга в разрезе нефтегазоносных бассейнов. Под НГК большинство исследователей понимают толщи с определенным составом пород, характеризующиеся набором специфических черт. Комплексы часто обладают природными резервуарами различных типов и каждый из них содержит нефти с определенным геохимическим составом. Источник нефти (газа) может был» внутри комплекса и (или) УВ могут поступать в комплекс извне. Если комплекс отражает какой-либо этап развития крупного тектонического элемента, он рассматривается одновременно как осадочная геологическая формация. Характер комплексов, их взаимовлияние меняются в процессе развития осадочно-породного бассейна в связи с изменением свойств отложений в ходе катагенеза.

Нефтегазоносные комплексы являются совокупностью геологических тел, в том числе более проницаемых, благоприятных для образования залежей, и плохо проницаемых, способствующих консервации залежей. Поскольку разные природные резервуары связаны с различными геологическими формациями, есть смысл коротко остановиться на последних. Термин "формация” впервые ввел в геологию немецкий естествоиспытатель А. Г. Вернер в 1781 г. В его трактовке это понятие отображало представление о естественной ассоциации (серии) горных пород в разрезе. Этот термин имел у А. Г. Вернера и стратиграфический смысл. Понятие о формации в качестве стратиграфической единицы (примерно равной свите) сохранилось в США и ряде других стран. В большинстве случаев этот смысл был утрачен и понятие формации употребляется как общегеологическая категория. Основы современного представления о формации (геоформации) как историко-генетической категории были заложены М. Бертраном в 1894 г. Им было показано на примере Альп, что отрезки времени формирования характерных толщ или формаций, например, таких как флиш или моласса, соответствуют определенным этапам развития региона (флиш - доскладчатый, моласса - после складчатости и начала горообразования). Таким образом, М. Бертран сделал понятие о формации стадийным, соответствующим определенной стадии, историческим. Впоследствии этот подход был развит в трудах В.В. Белоусова, Н. Б. Вассоевича, В. Е. Хайна. В 1940 г. Н. Б. Вассоевич выразил мысль, что формация отражает не только определенную стадию развития, но и особенности этой стадии в применении к разным тектоническим зо- 190

нам, таким образом, он добавил к стадиальному принципу зональный. Несколько другой подход принят в трудах сторонников так называемого парагенетического направления (Н. С. Шатский, Н. П. Херасков, Н. А. Крылов и др.). Под формацией эти авторы понимают естественные комплексы (ассоциации) горных пород, отдельные члены которых парагенетически связаны между собой как по горизонтали, так и по вертикали. Совместное нахождение, обусловленное образованием (парагенез), представляется единственным объективным критерием. Сторонники второго направления признают связь со структурами, этапами их развития, но эта связь по их мнению проявляется уже как результат субъективных суждений.

Формация с точки зрения системно-структурного анализа является сложной природной системой и занимает определенное место в ряду уровней организации материи между категориями ’’порода” и ’’литосфера Земли”. Содержание понятия формация очень богато и его нельзя сводить к простой ассоциации пород. Во флише, например, наборы пород могут быть очень различными, но характер строения и способ образования, зависящие от структурно-геоморфологических условий, будут одинаковы. Эти, главным образом тектонические, условия и определяют облик флиша как формации. По определению В. Е. Хайна, формация - это естественное и закономерное сочетание горных пород (осадочных, вулканогенных, интрузивных), связанных общностью условий образования и возникающих на определенных стадиях развития основных структурных зон земной коры. Автор данного определения показывает, что выделять категории формаций можно по разным признакам (литологическим, тектоническим, по обстановкам образования). Обобщающая классификация формаций по наиболее крупным геотектоническим элементам земной коры и с учетом климатических условий составлена В. Е. Хаиным (табл. 12). При характеристике формаций важна возможность практического использования (соленосные, угленосные формации). Различные аспекты изучения и подходы к выделению формаций могут с полным основанием рассматриваться как разные стадии их познания (или познание их свойств на разных этапах развития). Одним из важнейших свойств является нефтегазоносность, проявляющаяся в осадочных толщах. Выделяемые нефтегазоносные комплексы по-разному соотносятся с осадочными (и некоторыми другими) формациями. Эти комплексы могут полностью совпадать с формациями, являться их частями или охватывать несколько формаций (одна материнская, другая коллекторская, третья экранирующая). В качестве нефтегазоносных комплексов или части их выступают многие формации. Развитие процесса нефтегазооб- разования зависит от типа осадочной формации. В каждом типе существуют свои условия для созревания УВ (при этом соседние формации могут оказывать существенное влияние на эти процессы, что также является причиной для выделения комплексов).

Таблица 12. Тектоно-климмическая классификация осадочных формаций (по ВЛ. Ханну, 1980 г.)

Стадии развития

Эпиконтинентальные бассейны, платформенный чехол

Пассивные окраины континентов

Активные окраины континентов

Океаны

Гумидная зона

Аридная зона

Континентальная окраина (внутреиняя часть) — пери- кратоииые опускания — миогеосинклинали

Континентальный склон* подножие — окраинные моря; мезогеосинклинали, позже — передовые прогибы

Окраинные моря—островные дуги—желоба- эвгеосинклинали, позже - передовые прогибы

Гумидная

Аридная

Конечная

Озерно-аллювиаль-Пустынно-озернаяВерхняя кон-Верхняя конти-

ная сероцветнаякрасно- или пестро-тинентальиаянентальная грубая

формация с као-цветная формациягрубая молас-моласса

линитом, углями;с карбонатами исаВулканогенная

красноцветная ссульфатамимоласса

бокситами

Поздняя 2

Паралическая угле-Красноцветио-эва-Нижняя морс-Нижняя морская

носная формацияпоритовая форма-кая молассатонкая моласса

прибрежных равиниция лагунного (ка-с эвксинской

рабогазского) типасубформацией

Поздняя 1

Эпиконтинентальная Эпиконтиненталь-ТерригенныйТерригенныйГемипелагичес-

песчано-глииистая ная карбонатно-флишфлишкая терригенно-

или кварцево-пес-терригенная форма-глинистая фор-

чаиая формация сция (с субформациеймация

глауконитомчерных глин)

Зрелая

Эпиконтинентальная карбонатная (изнест- няково-мергельная) формация

Эпиконтинентальная карбонатная (известняководоломитовая) формация

Неритическая Неритическая

Карбонатный флиш

Карбонатный флиш

Пелагические глинистая и кремнисто-глинистая формации абиссальных котловин

кремнисто- карбонатная

глинистаяформация

фосфорите- (кокколито

носная фор- форидовая и

мацияфорамини-

феровая с суб

формацией

барьерных рифов

Ранняя 2

Эпиконтинентальная

Эпиконтиненталь

Пестроцветная Битуминозная

Терригенный

Терригенный

Формации пелаги

песчаио-глинистая или кварцево-песчаная формация с глауконитом

ная карбоиаты-тер- ригенная формация с субформацией черных

глин

глинистая фор- песчаио-глинис- мация с магне- тая формация зиальнымн с субформаций силикатами черных глин и терригенно-кар- бонатная форма ция

флиш

флиш

ческих известняков и известняковых турбидитов срединных хребтов поднятий в пределах талассопленов

Ранняя 1

Начальная

Паралическая угленосная формация прибрежных равнин

Озерно-аллювиальная сероцветная формация с каолинитом, углями; красноцветная с бокситами

Красноцветноэвапоритовая формация лагунного (кара- богазского) типа

Пустынно-озерная красно- или пестроцветная формация с карбонатами и сульфатами

Паралическая Эвапоритовая фор-Сланцево- угленосная мация зрелого граувакко- формация эре- рифта (красно- вая (аспид- лого рифта морского типа) иая) формация

Континен- Обломочная фор- тальиая мопо- мация зон (грабе- дых рифто- новая) выхКрасно- или

Сероцветная пестроцветная Красноцветная

Эдафогенная формация рифта Металлоносная (эксгаляциониая) формация рифтовых зон

7-Ю. Бурлим и др.

§ 1. ТЕРРИГЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ

По вещественно-структурному признаку обломочные породы совместно с глинистыми и некоторыми другими входят в состав различных формаций: песчано-глинистых морских, угленосных и субугленосных преимущественно континентальных, молассовых, дельтовых, континентального склона и др.

Коллекторские свойства обломочных пород формируются практически на всех стадиях литогенеза. Для слабо измененных пород преимущественное значение имеют процессы первых трех стадий: выветривания (гипергенеза), переноса (мотогенеза) и осаждения (седимен- тогенеза). Действительно, свойства будущих коллекторов определяются составом исходного материала и условиями формирования отложений. К последним относятся способ, энергетическая обстановка, длительность во времени и расстояние переноса материала, тип водоема осаждения, его тектоническое положение и климат. Влияние многих этих факторов было рассмотрено в разд. I. Различные процессы диагенеза, а затем катагенеза сильно преобразуют осадок, а затем - породу. Сформировавшиеся в результате структурно-текстурные особенности пород и будут определять характер и качество коллекторов.

Начиная с зоны гипергенеза, характер и глубина выветривания определяют облик и структурные особенности будущих отложений. При разрушении исходных пород разного состава образуются различные совокупности минералов для будущих осадков. Источники материала, за счет которого образуются обломочные породы, называются питающими провинциями. Кроме того, В. П. Батурин ввел понятие о терригенно-минералогических провинциях, т. е. областях развития обломочных пород, состоящих из определенного комплекса минералов, поступающих из питающих провинций. Терригенно-минералогические провинции бывают простые и сложные. В последние материал поступает из нескольких областей питания.

Во время выветривания материнских пород образуются частицы определенного минерального состава, размера и формы, и эти их особенности сохраняются, если они не претерпевают длительного блуждания на путях переноса. Особенно часто такие ситуации складываются в межгорных бассейнах, где накапливается неотсортированный, незрелый в структурном отношении материал, почти полностью наследующий минеральный состав материнских пород, с частицами примерно той же формы, которую они приобрели при выветривании.

Для характеристики коллекторских свойств обломочных пород имеют значение все их составные части. Они определяют в целом структуру пород, в том числе структуру порового (пустотного) пространства. В понятие структуры входят форма, размер, характер поверхности зерен, соотношение отдельных компонентов. Очертания и 194

Рис. 50. Клиноформное строение пород ачимовской пачки в Западной Сибири.

I — битуминозно-глинистые баженовские литофации депрессионной (глубоководной) формации; 2 — аргиллиты георгиевской свиты; границы: 3 — пластов, 4 - клиноформ, 5 — комплексов

форма зерен первоначально зависят от кристаллографических особенностей минералов. Формы зерен влияют на способ компоновки (упаковки) материала, что определяет характер поровых каналов. Даже такая на первый взгляд несущественная характеристика, как характер поверхности зерен, влияет на фильтрацию. Наличие трещин спайности, зазубренных окончаний повышают адсорбционную способность поверхностей, затрудняют движение флюидов.

Материал (зерна) различного размера может быть ориентирован в Породе по-разному. Одни зерна располагаются длинной осью параллельно направлению течения водного потока, другие, особенно пластинчатые, - почти перпендикулярно. При изучении ориентировки зерен необходимо обращать внимание на ее соотношение со слоистостью, поверхностями размыва и другими признаками. Обычно определение ориентировки зерен сочетается с изучением направления Косой слойчатости. Ориентировку зерен можно определять методом магнитной восприимчивости, которая меняется в разных направлениях в зависимости от расположения материала.

Процессы рассортировки, дифференциации во время переноса и осаждения оказывают большое влияние на коллекторские свойства будущей осадочной породы. У более крупнозернистых пород более крупные поры. Чем выше окатанность и однородность материала обломков, тем поры будут иметь более изометричную форму, проще будет структура порового пространства.

Такие параметры, как средний диаметр, коэффициент отсортиро- ванности, имеют большое значение для определения коллекторских свойств пород. Отсортированность зерен в обломочных породах в значительной степени влияет на их емкостные и фильтрационные свойства. Это проявляется на кривых зависимости коэффициента пористости 1* 195

от коэффициента отсортированное™. Если данные для построения ' графика брать по образцам с близким средним диаметром и количеством цемента, то точки расположатся вдоль кривой типа параболы. Немаловажное значение для формирования коллекторских свойств . имеет также цемент. В зависимости от строения природных резервуаров, сочетаний их внутри комплексов с другими породами характер ' их дальнейших преобразований будет различным.;

Платформенные морские терригенные формации представляют - широкие и протяженные полосы, имеющие в поперечном разрезе характер весьма уплощенных линз толщиной в десятки и сотни метров. ; По бокам эти полосы окаймляются преимущественно континентальными отложениями, развитыми в пределах древних поднятий, или глинистыми и глинисто-карбонатными - в пределах депрессий. Внутри линзы ритмично чередуются песчаники, алевролиты и аргиллиты, иногда известняки. В нижней части комплекса состав песчаников более грубозернистый, гравелитистый, в верхней части материал более мелкозернистый, преобладающими являются алевролиты. Такие комплексы подробно охарактеризованы Н. А. Крыловым, А. К. Мальцевой, М. Я. Рудкевичем и другими исследователями. По данным Н. А. Крылова и А. К. Мальцевой, песчаники таких комплексов на древних платформах в основном кварцевые, зернистость и степень отсортированное™ различны, наилучшие они в зонах перемывов и действия древних потоков. Глинистое вещество аргиллитов и всех типов алевролитов представлены в основном гидрослюдой и каолинитом. В цементе обломочных пород, кроме глинистого материала, значительную долю составляют также карбонаты и железистые образования. Примером морской терригенной нефтегазоносной толщи (формации) на древних платформах является среднедевонский комплекс Урало-Поволжья. Он содержит целый ряд нефтеносных песчано-алевритовых пластов, являющихся основными продуктивными горизонтами на многих месторождениях Волго-Уральской провинции (продуктивные пласты Ду в эйфельском ярусе; Ди, Дш, Дху в живетс- ком ярусе; Дх, До, Д-К в нижнефранском подъярусе). Породы нижне- франского подъяруса верхнего девона отнесены к среднедевонскому комплексу по литологическому единству. Пористость и проницаемость песчаных и алевролитовых коллекторов составляет в среднем соответ- ствено 19-21% и 0,5 мкм2 с рассматриваемым комплексом связано ранее супергигантское Ромашкинское, а также Шкаповское, Белебеев- ское и другие месторождения. Основные залежи приурочены к пластам Дх и До пашийского и кыновского горизонтов нижнефранского яруса.

Песчано-глинистые толщи молодых платформ, наряду со сходством, имеют и существенные различия. Нефтегазоносность связана в основном с мезозойскими отложениями. Основная продуктивная 196

неокомская толща Среднего Приобья в Западной Сибири представлена чередованием преимущественно песчаных и глинистых пачек. Одна из наиболее мощных и выдержанных глинистых пачек - кошайская свита аптского возраста как бы венчает разрез комплекса. Две другие глинистые пачки - сармановская и чеусинская, залегают в нижней части готеривских отложений. В нижней (валанжинской) части разреза строение песчано-глинистого комплекса становится более сложным. Здесь он имеет уже не параллельно слоистое, а ’’косослоистое” клиноформное строение. В наибольшей степени это заметно в отложениях берриасского возраста, в так называемой ачимовской пачке (рис. 50). Образование ее, очевидно, связано с боковым наращиванием (проградацией) на континентальной окраине, что не характерно для внутренних частей платформ. Таким образом, можно различать комплексы шельфа и континентального склона. Подобные клиноформные комплексы выделяются и в Предкавказье на Скифской платформе. При этом ориентировка клиноформ зависит от направления сноса в разное время.

В пределах Среднего Приобья выделен ряд клиноформ с глинистыми пачками в основаниях. С востока на запад молодые клиноформы частично перекрывают более древние. В региональном плане все они протягиваются полосами юго-юго-западного и северо-северо-восточного простирания. Ширина закартированных клиноформ от 25 до 75 км. Толщина в наиболее расширенной части от 130 до 410 м. Нефтяные залежи в ачимовском комплексе принадлежат к разным клиноформам Выявленные клиноформы, имеющие собственные названия, и особенности распространения пачек внутри них, дают возможность наметить направления при поисках новых скоплений. По мнению О. К. Мкртчяна и других, каждая крупная клиноформа может рассматриваться в определенном смысле как относительно автономная нефтегеологическая система.

С отложениями молодых платформ наиболее тесно связаны глауконитовые терригенные и другие родственные глауконитсодержащие формации (меловая, опоковая). Наиболее широко развиты глауконитовые платформенные формации позднего мела и эоцена. Нефтегазоносная меловая глауконитовая формация эпипалеозойских плит юга СССР протягивается от Крыма до Тянь-Шаня. С ней связаны газоконденсатные месторождения Ейско-Березанского района в Западном Предкавказье, нефтяные залежи Прикумского района Восточного Предкавказья и газовые залежи крупного Газлинского месторождения Узбекистана. Породы формации имеют кварцевый и глауконито-кварцевый состав (содержание кварца 60-70%, глауконита - до 20%). Коллекторские свойства песчаных горизонтов весьма высокие. Проницаемость достигает (1,54’2) 10~12м2,открытая пористость на Газлинс- ком месторождении 20-32%. Глауконитовые формации эпипалеозойс-

ких плит развиты в северном и южном полушариях. Они являются нефтегазоносными в бассейнах Австралии. С континента они, по-види- мому, протягиваются под воды океанов.

Существенное значение для нефтегазоносности имеют угленосные, главным образом субугленосные толщи. В СССР и других районах мира они широко развиты в отложениях палеозоя и мезозоя, в большинстве случаев на платформах и в меньшей степени - в более подвижных областях. Сложены эти толщи переслаиванием алеврито-пес- 1 чаных и глинистых пород с подчиненным содержанием карбонатов.- Преобладающим генезисом является континентальный и прибреж- ? но-морской, для отложений характерна полифациальность. Преимуще- ] ственно гумусовый состав ОВ предопределяет в основном генерацию 8 газа, однако контакт с другими отложениями может обеспечить и] нефтенакопление. На древних платформах, где формирование отложе- ’ ний происходило в условиях выровненного рельефа при активном воздействии химического выветривания, разложение неустойчивых минералов привело к преобладанию двухкомпонентного (кварц, полевой шпат) или даже мономинерального кварцевого материала. Широкое развитие имеют каолинитовые глины.

На молодых тектонически более подвижных плитах породы в основном полимиктового состава. Здесь субугленосные формации особенно характерны для основания чехла (например, нижняя и средняя юра Предкавказья и Западной Сибири). Это толщи сероцветов, занимающие в прогнутых зонах обширные пространства. Мощность их составляет сотни метров и первые километры. Подобный характер присущ иногда и переходным промежуточным комплексам между фундаментом и чехлом. Однако угленосные и субугленосные толщи играют важную роль и в вышележащих регрессивных частях разрезов. Таковы субугленосная формация апта-сеномана Западной Сибири и верхи нижнего карбона Русской платформы. Наиболее благоприятными для нефтенакопления являются фации прибрежно-морские, лагунные, аллювиальные, дельтовые, а в ряде случаев отложения крупных озер.

Среди пород аллювиально-руслово-дельтового типа преобладают песчаники и алевролиты, для которых весьма характерны косая слоистость, невыдержанность по мощности и преимущественно линзовидная форма залегания. Наиболее частое изменение в гранулометрическом составе и количественном соотношении песчаных и глинистых разностей наблюдается среди аллювиально-русловых отложений. Невыдержанность мощности разреза угленосных толщ, низкая сортировка материала, полимиктовый состав и другие особенности определяют неравномерное распределение коллекторских свойств и часто их низкое значение. Наряду с тем, что угленосные и, в особенности, субугленосные отложения - природные резервуары, они и источники 198

газообразных УВ и насыщают ими вышележащие комплексы. Примером является газоносность континентальных пород нижней перми (месторождение Слохтерен в Голландии, многие месторождения Северного моря), формирование которых произошло вследствие миграции газа из подстилающих угленосных пород карбона. В СССР наиболее известными нефтяными месторождениями в самих угленосных толщах являются Узеньское на Мангышлаке (нижняя и средняя юра) и Арланское в Волго-Уральской провинции (угленосная свита нижнего карбона, рис. 51). Особенности распределения нефтесодержащих песчаников зависят от строения песчаных тел, которые представляют типичные русловые тела (рис. 52).

Хорошим примером регионально нефтегазоносной субугленосной сероцветной толщи является песчано-глинистый полифациальный комплекс, залегающий в основании чехла Скифской, Туранской и Западно-Сибирской плит. Как отмечают Н. А. Крылов и А. К. Мальцева, сероцветные комплексы с четко выраженной цикличностью строения представлены в упомянутых регионах геологическими телами, имеющими вид очень крупных линз толщиной свыше 2 км в центральных частях. Наиболее полные разрезы установлены в Усть-Енисейс- кой синеклизе Западной Сибири, в Амударьинской впадине Туранской плиты и в Восточно-Кубанской впадине на Скифской плите. В составе наиболее насыщенных нефтью и газом песчано-глинистых толщ смешанного генезиса широко распространены отложения прибрежные и мелководно-шельфовые, дельтовые, аллювиальные и озерные. Четкое разделение аллювиальных и озерно-болотных отложений затруднено из-за частого чередования в разрезе и изменчивости по латерали. Быстро меняются и коллекторские свойства. В Западной Сибири к рассматриваемой категории комплексов относят нижне-, среднеюрские отложения. Это прибрежно-морские и континентальные субугленосные образования.

Существование прибрежно-морских паралических и обширных озерных бассейнов обусловило переслаивание, часто линзовидного характера, песчаников, алевролитов и аргиллитов, обогащенных углистым детритом, с прослоями углей. В центральной части Западной Сибири субугленосный комплекс выделяется как тюменская свита, представленная частым ритмичным чередованием линзовидных пластов песчаников, алевролитов, аргиллитов с углями. Повышенные мощности песчаников связаны с древними руслами рек. Две крупные речные артерии выявлены в Ханты-Мансийской синеклизе и в Колто- горско-Уренгойской системе прогибов. Иногда в разрезе свиты фиксируются более или менее протяженные глинистые пачки, но в целом тюменская свита представляет единый сложно построенный природный резервуар, как отмечают М. Я. Рудкевич и др. Качество коллекторов во многом зависит от типа фаций. В целом емкостные и фильтрационные свойства ухудшаются от периферии к центру бассейна. 199

Рис. 51. Геологический профиль Арденского месторождения:

1 — известняки; 2 — аргиллиты; 3 — песчаники; 4 — углисто-глинистые сланцы и угли; 5 — залежи нефти; 6 — водонефтяной контакт

Рис. 52. Скопления нефти в песчаных телах погребенных русел.

1 - нефтяные залежи; толщина песчаников, м: 2 - 6 - 20,3 - 20 - 40, 4 - 40 - 80, 5 - бо- пее 80

В разрезах как древних, так и молодых платформ и реже геосинклиналей пестроцветные (красноцветные) континентальные толщи играют, наряду с угленосными и субугленосными, определенную роль как аккумуляторы УВ. Пестроцветные толщи в отличие от угленосных чаще формируются в условиях аридного климата. Типичным примером красноцветной песчано-глинистой нефтегазоносной толщи является красный лежень (ротлигендес) нижней перми на Западно-Европейской платформе. Ротлигендес перекрывается соленосной формацией цехштейнаи образует одну из главных продуктивных зон в разрезе бассейна Северного моря. Известны нефтегазоносные красноцветы в триасе Тимано-Печорского бассейна, в девоне Предаппалачского прогиба в Америке, в некоме Средней Азии и в других районах. Пестроцветные отложения, так же как и угленосные, чаще всего полифациальны, в них перемежаются лагунные, аллювиально-озерные и дюнные образования пустынь. Состав пород полевошпатово-кварцевый с железисто-глинистым и карбонатным цементом. Лучшие коллекторы связаны с хорошо отсортированными эоловыми отложениями погребенных барханов. Продуктивность в пестроцветных толщах вторична. Для питания углеводородами им необходим контакт с нефте- или газоматеринскими отложениями,как, например, в Северном море, где ротлингендес перекрывает в ряде случаев угленосную толщу карбона. В совокупности они образуют нефтегазоносный комплекс.

Природные резервуары передовых прогибов перед горно-складчатыми сооружениями и в межгорных впадинах отличаются по своему составу и происхождению от платформенных. Образуются они в различных условиях более активного чем на платформах тектонического режима. Это приводит к пестроте генетического и минерального состава и накоплению значительных по толщине, часто до нескольких километров, свит. В то же время интенсивная тектоническая дифференциация зон поднятий и прогибов отражается в значительном разнообразии (больших градиентах) мощностей. При формировании отложений в передовых прогибах сказывается также влияние граничащих с ними более стабильных платформенных блоков, откуда также поступает материал, имеющий для подвижной геосинклинальной зоны характер аллохтонного, принесенного извне. Это сказывается на составе коллекторов, на повышении их однородности, мономинераль- ности.

На орогенических этапах основным формационным комплексом является моласса, которая обладает практически повсеместной нефтегазоносностью. В особенности это касается нижней молассы (шлира), которую называют также тонкой молассой. Это важнейший нефтегазоносный комплекс передовых прогибов. Среди пород по составу преобладают песчано-глинистые разности. Примерами нижней нефтеносной молассы предгорных бассейнов являются миоценовые толщи в Среднекаспийском и Азово-Кубанском бассейнах. Те части этого комплекса, которые формировались на платформенном борту, имеют сходство по характеру тел и составу с платформенными песчано-глинистыми формациями морского шельфового происхождения. В верхней более грубой молассе нефтегазоносность отмечается реже, преобладающей является газоносность. Характер развития бассейнов на заключительном о; стенном этапе иногда приводит к возникновению в них соленосных толщ. С последними коррелируются красноцветные толщи, например, в составе моласс Ферганской впадины или свиты верхнего фарса в Месопотамском прогибе. Молассовые комплексы могут содержать также покровы эффузивов.

В последнее время все большее внимание с точки зрения нефтегазоносности привлекают формации континентальных окраин. Нефтегазоносные комплексы формируются здесь в условиях различных тектонических режимов, из которых наиболее характерными являются два. Один из них связан с пассивными, другой - с активными окраинами. Общее для них состоит в том, что они в обоих случаях принадлежат к поясам так называемой лавинной седиментации с повышенными скоростями накопления и большой толщиной отложений. По основным чертам генезиса и в том,и в другом случае можно выделить образования дельт и континентального склона.

Наиболее крупные нефтегазоносные дельтовые комплексы извест-

ны на пассивных континентальных окраинах. В структурном отношении дельтовые комплексы приурочены к крупным, поперечным к краю континента, депрессиям, многие из которых развивались на фоне грабенов. Дельтовое тело зачастую перекрывает переходную зону от континентальной к океанической коре. Наиболее крупные нефтегазоносные комплексы известны в дельтах рек Маккензи и Миссисипи в Северной Америке и р. Нигер на западе Африки. Нарастание дельты, наложение тел разных этапов развития определяют разнообразие форм природных резервуаров. Состав пород полевошпатово-кварцевый, размерность и характер отсортированное™ сильно дифференцированы. Отмечается пестрота и в распределении коллекторских свойств, в ; промытых отложениях проток они высокие.

Преимущественно дельтовой по образованию является известная продуктивная толща плиоцена на Апшеронском п-ове. В отличие от условий вышеназванных дельт образование отложений здесь происходило в подвижной расчлененной краевой зоне геосинклинали. Но, наряду с накоплением ’’местных” осадков, большое количество обломочного материала приносилось палеоВолгой (по В. П. Батурину) и с платформы, и это отразилось на составе. На базальном грубообломочном горизонте залегают кварцевые пески. Выше в разрезе основную роль играет переслаивание песков с глинами. Породы, образовавшиеся при высокоэнергетических режимах осадконакопления, обладают повышенными коллекторскими свойствами.

Специфические комплексы образовались на тех участках континентального склона, где действовали (а иногда и действуют) высокоскоростные потоки. Наиболее ярко они выражены на активных окраинах, особенно в условиях деструкции и интенсивной вертикальной тектонической дифференциации (наличие уступов, крутых склонов на так называемых бордерлендах). Наиболее изученной в настоящее время в этом отношении является калифорнийская часть континенталь> йой окраины Северной Америки.

Седиментогенез на континентальных склонах приводит к формированию линейно-вытянутых песчаных тел, которые становятся резервуарами для флюидов. С ними связаны месторождения многих прибрежных калифорнийских нефтегазоносных бассейнов. Причина локализации этих тел - интенсивный снос материала с крутых склонов по каньонам до больших глубин с образованием глубоководных конусов - фэнов. Питаемая каньонами система есть и была обычной для деструктивной западной окраины Северной Америки. Это отражено на схематической карте (рис. 53). Отложения фэнов занимают обширные пространства, порой перекрывая друг друга. Грубые, часто промытые отложения канала верхнего фэна образуют вытянутые тела в несколько километров (до первых десятков) длиной и несколько сот метров по мощности. В активные периоды потоки русла врезаются в

Рис. S3. Система склоново-потоковых образований на калифорнийском бордерленде.

1 — современные долины; 2 — песчаные тела; 3 — глинисто-алевритовые отложения; 4 — погребенные долины неогенового возраста

более тонкие смежные отложения, врезы заполняются грубым материалом, который запечатывается с боков.

Помимо участков континентального склона и подножия в условиях резкой дифференциации подводного рельефа в опущенных по разломам блоках формируются вытянутые глубоководные троговые долины. Поступающий в них материал разносится течениями вдоль осевых частей. В условиях повышенной гидродинамики материал сортируется, при этом глинистые фракции вымываются. Наиболее отсортированный песчаный материал скапливается в центральных осевых частях этих долин. В бассейнах такого типа хорошие коллекторы связаны с относительно глубоководными фациями. Примером являются песчаники репето месторождения Вентура в Калифорнии. Таким образом, условия лавинной седиментации на бордерлендах, связанной с промытостью отложений, приводят к формированию терригенных коллекторов с высокими свойствами.

Глинистые породы составляют неразрывную часть терригенных комплексов, выступая как флюидоупоры, но иногда и как коллекторы. Глинистые коллекторы рассматриваются в особом разделе.

КАРБОНАТНЫЕ КОМПЛЕКСЫ

Роль коллекторов нефти и газа в карбонатных породах расценивается в целом высоко. Одни авторы связывают с ними около половины современных мировых запасов УВ, другие поднимают эту величину до 60%. Карбонатные породы при относительной однородности состава характеризуются громадным разнообразием структур. Кроме того, они сильнее, чем обломочные породы, подвержены вторичным изменениям. Карбонатные образования чутко реагируют на изменения фи-

зико-географических, гидрохимических, тектонических (и часто связанных с ними гидродинамических) условий. Это приводит к тому, что в разрезах мы видим большое разнсобразие толщ, относящихся к различным формациям. Карбонатные формации палеозоя широко развиты на древних платформах, на молодых их роль ограничена. Карбонатные толщи формируют протяженные тела, вдающиеся в моря и океаны, относительно мелководные платформы, крупные массивы, в том числе биогермные, атолловые и одиночные кораллово-водорослевые рифы (банки). Особой по образованию толщей является формация писчего мела. И. К. Королюк, говоря о категориях карбонатных формаций, различает их группы по преобладающему биоседиментологическому типу образований. Ею выделены три группы карбонатных формаций:

почти лишенные органогенных построек (ОП);

в которых ОП имеют незначительное развитие (или если они и развиты, то не преобладают);

содержащие большое количество (или объем) ОП и продукты их разрушения.

Первую группу, условно названную ’’кархем” (И.К. Королюк, 1980 г.), составляют формации, в парагенезе которых преобладают тонкозернистые, тонко- и микрослоистые хемогенные, биохемогенные и реже биогенные известняки и первичные доломиты, а органогенные постройки или отсутствуют, или представлены почти исключительно строматолитовыми биостромами. В эту же группу входят планктоногенные формации - меловые и глобигериновых известняков.

Вторую группу - группу ’’карбио” - составляют формации, в парагенезе которых преобладают слоистые детритовые и биоморфные, иногда доломитизированные известняки и вторичные доломиты. Органогенные постройки редки и маломощны, представлены обычно мелкими биогермами. В эту же группу входят толщи оолитовых известняков и слоистых известняков с рассеянными ОП.

Третью группу карбонатных формаций биогермов составляют различные рифогенные формации, которые включают органические постройки разных типов и продукты их разрушения.

Особенно богаты углеводородами рифогенные формации окраин платформ и зон сочленения их со структурами подвижных поясов. Именно в такой зоне расположен уникальный Месопотамский бассейн.

Контрольные вопросы

В чем заключается принцип соотношения нефтегазоносных комплексов и формаций осадочных пород?

Каковы отличия терригенных комплексов древних и молодых платформ?

Какие выделяются основные нефтегазоносные комплексы?

Каковы особенности переходных комплексов молодых платформ?

В чем особенности карбонатных комплексов?

Глава 13. ОСНОВЫ КЛАССИФИКАЦИИ КОЛЛЕКТОРОВ

Классификация коллекторов определяется их свойствами. Вопросы классификации очень важны и имеют большое практическое значение при определении запасов полезных ископаемых и способов их разработки. Поскольку факторов, определяющих коллекторские свойства, слишком много, создать вполне удовлетворительную классификацию сложно. Все существующие классификации, кроме самых общих, весьма условны и приблизительны. Кроме того, сам раздел коллек- тор-неколлектор также весьма условен. Часть пород в процессе своего развития могут превратиться из неколлектора в коллектор и наоборот. Некоторые породы ранее вообще не рассматривались как коллекторы, а теперь их с успехом эксплуатируют, в том числе и потому, что современная технология позволяет вовлекать их в разработку.

В основе всякой научной классификации коллекторов, по-види- мому, должны лежать два основных взаимосвязанных критерия: способ образования (в том числе преобразования) пород и свойства слагающих их минералов. На базе этих критериев следует учитывать характер емкостных, фильтрационных способностей, особенности структуры порового (пустотного) пространства и т. д.

Р. С. Безбородовым и Ю. К. Бурлиным в 1976 г. была предложена схема общей классификации, где в качестве основных типов пород среди коллекторов рассматриваются обломочные и карбонатные разности. Магматические и метаморфические породы среди коллекторов упоминались как редкие, нетипичные. В данной схеме не упомянуты также глинистые и кремнистые разности, с которыми в последнее десятилетие оказались связаны довольно крупные скопления нефти (Западная Сибирь, Калифорния, некоторые другие районы). Таким образом, приведенная схема требует уточнения. В отношении происхождения пород можно сказать, что главными составными частями являются материалы кластогенного, биогенного, хемогенно- го (смешанного биогенно-хемогенного) и вулканогенного происхождения. Если рассматривать две основные группы пород, образующих основную массу коллекторов, то в обломочных будет преобладать в основной массе кластический материал, а в карбонатных - биогенный и в несколько меньшей степени - хемогенный. Для глинистых пород (как видно из разд. 2, вопрос об источнике основной массы материала сложен) можно предполагать, что в континентальном секторе стратисферы основу глинистых пород слагает кластогенный (терригенный) материал. Для кремнистых коллекторов первоначально весьма существенна роль биогенного фактора, который отражается и в повышении содержания ОВ. Надо сказать, что и в глинистых породах без повышенного содержания ОВ вряд ли сформировались бы коллекторские свойства.

М. К. Калинко в 1958 г. предложил основные принципы, которые должны быть положены в основу общей классификации. К ним он отнес связь свободных пространств в породе со структурой и генезисом, а также необходимость проведения дифференциации коллекторов внутри породно-пустотных групп по основным факторам, обусловливающим изменение фильтрующих свойств породы. Таким образом, по генезису породы в основном определяется природа пустотного пространства, выделяются крупные группы (типы) коллекторов, а мелкие подразделения внутри типов производятся по факторам, обусловливающим изменение фильтрующих свойств пород и их емкостные качества. В большинстве случаев выделяют три типа коллекторов: поровые, трещинные, кавернозные, а также четвертый тип - смешанного характера. М. К. Калинко рассматривает поровые коллекторы как группу межзерновых, все остальные он включает в большую группу межагрегатных (в том числе такие смешанные разности,как порово-кавернозные). Более логичным следовало бы считать иной подход. Если основную ненарушенную массу однородной породы рассматривать как матрицу, то поровые межзерновые пустоты следует считать внутриматричными; все другие можно назвать межблоково-матричны- ми. Среди пустот, имеющих характер пор, есть одна категория, отличающаяся по своему генезису тем, что возникновение этих пустот в породах определяется биогенными факторами. Это кораллово-мшан- ковые рифовые известняки, диатомиты и некоторые другие породы. Пористость в них заложена изначально как в обломочных породах, но происхождение совершенно иное, т.к. это пустоты не между накопившимися зернами, а ’’построенные” организмами. Именно поэтому в схеме наряду с традиционными выделен тип биопустотных коллекторов.

В схеме отражены типы коллектора, пород, характер пустотного пространства и некоторые основные факторы, приводящие к образованию емкости в породах на разных стадиях литогенеза. Помимо поровых, биопустотных, трещинных и кавернозных коллекторов в схеме выделены и карстовые. Хотя по формам и размерам пустот они не всегда отличаются от кавернозных, своеобразие условий карстообра- зования позволяет рассматривать эту категорию отдельно.

Величины пористости и проницаемости коллекторов порового типа определяются размерами составляющих породу фракций, их отсорти- рованностью, формой обломочных частиц, степенью уплотнения породы, минералогическим составом, количеством, составом и типом цементирующего материала. Этот тип коллектора широко распространен в земной коре. Для слабо литифицированных разностей характерны высокие открытая пористость и проницаемость и относительно стабильная продуктивность. К литологическим разновидностям пород- коллекторов данного типа относятся гравелиты, песчаники и пески, алевролиты и алевриты, а также смешанные их разности. 207

Трещинный тип коллекторов также имеет довольно широкое рас- - пространение. Полезная емкость этого типа слагается в основном из трещин и стилолитов самых разнообразных форм и размеров, которые возникают при физико-химических процессах на стадиях диагенеза и катагенеза, колебательных движениях, образовании складок и разрывных нарушений, процессах выветривания. Емкостные и фильтрационные свойства коллекторов данного типа обусловливаются не только структурой и составом породы, но также различным характером протекающих в них тектонических процессов. Характерными особенностями этих коллекторов, широко распространенными в природе, являются небольшая емкость и различная проницаемость. Обычно они слагают локальные участки.

Наиболее распространенными литологическими разностями коллекторов трещинного типа являются сланцы, мергели, глинистые известняки, доломиты, сильно известковистые песчаники и алевролиты, а также разности кремнистых пород.

Кавернозный тип коллекторов в осадочных породах имеет значительно меньшее распространение. Поровые пространства образуются главным образом за счет пустых каверн, встречающихся в раковинах и скелетах различных организмов, в местах разложившихся частей растений, заключенных в породах, и на участках перекристаллизации различных минеральных ассоциаций. Пористость и проницаемость таких коллекторов зависят от обилия ископаемых фаунистических и растительных остатков. Этот тип коллекторов наиболее характерен для оолитовых известняков, известняков-ракушечников и обогащенных растительными остатками песчано-гравийных и алевролитовых пород.

Карстовый тип коллекторов также имеет ограниченное развитие. Открытая пористость и проницаемость их складываются преимущественно за счет растворения различных частей организмов, оолитов, цемента и отдельных менее устойчивых минеральных компонентов. Карстовые пустоты по своим размерам значительно превосходят поровые пространства ранее описанных типов и зависят от структурно-текстурных особенностей, химического и минералогического состава и интенсивности процессов растворения карбонатных пород. Характерной особенностью таких коллекторов является большая продуктивность пласта в начале разработки залежи нефти и газа и резкое ее падение в течение короткого времени.

Примерно по такому же принципу была предложена классификация коллекторов Е. М. Смеховым (табл. 13). Она основывалась, помимо литологического состава, на таких важных критериях, как условия аккумуляции и фильтрации флюидов. Выделяются коллекторы чисто поровые и чисто трещинные, простые по строению, а также коллекторы сложные (смешанные). В поровых коллекторах эта же система фильт- 208

Таблица 13. Принципиальная схема классификации, коллекторов нефти и газа (по Е. М. Смехову, 1969 г., с упрощениями)

Критерии классификации

Простые коллекторы

Слсжные (смешанные) коллекторы

Поровый тип

Трещинный тип

Трещинно-поровый тип

Порово-трещинный тип

Литологический Терригенные породы, режеКарбонатные породы, реже тер- Карбонатные породы,Терригенные породы, реже

составкарбонатныхригенные, изверженные, мета-реже терригенныекарбонатные

морфические

УсловияНефть (газ) содержится в ос-Нефть (газ) содержится в основ- Нефть (газ) содержится в основном в пустотах (порах,

аккумуляцииновном в порах или в кавер-ном в трещинах и прнуроченых кавернах) блоков породы

нах, сходных по строению ск ним пустотах

порами

УсловияФильтрация осуществляется в единой системе фильтрационныхФильтрация происходит в двух фильтрационных

фильтрацииканалов (поры или трещины)средах

Трещинная проницае-Значения обоих видов

мость значительнопроницаемости примерно

превышают поровуюодинаковые

§

рации является и вместилищем, а в трещинных, кроме самих полостей трещин, основными емкостями должны служить прилегающие к трещинам пустоты. Наиболее распространенными в природе среди непоровых коллекторов являются смешанные. В них поровые и • трещинные фильтрационные системы связаны между собой сложными ; гидродинамическими зависимостями. Обычно трещинная проницае- , мость превышает поровую. Е. М. Смехов считает, что иногда они , примерно равны. Обе принципиальные схемы страдают отсутствием численных величин.

При формировании физических свойств (пористость, проницаемость и т. д.) решающую роль играют дсобенности слагающих коллекторы минералов. Большое значение для величины проницаемости как основной характеристики коллектора имеют размер и конфигурация ' поровых каналов, равномерность их распределения в породе. По этим показателям обломочные породы отличаются от коллекторов других , типов. Поэтому классификации с численными выражениями величин целесообразно создавать отдельно по группам коллекторов. При этом определится также важная для коллекторов роль взаимодействия флюидов разного состава с разным минеральным скелетом. С учетом состава и взаимодействия флюидов и вещества пород разрабатываются классификации коллекторов, основанные на величинах проницаемости, открытой пористости, содержания остаточной воды, количества и состава цемента (в том числе аутигенного образования), составе и степени зрелости, отсортированности основной массы (если это касается обломочных пород). Определение этих параметров по литологическим группам пород для целей классификации должно сопровождаться фациальным анализом. Это позволит исследователю представить условия образования и последующие изменения осадков, которые в совокупности и определяют коллекторские свойства.

Пористость, проницаемость, трещиноватость, кавернозность, способность содержать остаточную воду являются теми измеряемыми свойствами, которые отражают всю сложную многоэтапную историю образования различных фаций в меняющихся условиях литогенеза. Основные черты коллекторов, принадлежность их к крупным группам определяются типом породы. Каждая отдельно взятая порода рассматривается в совокупности с окружающими как часть взаимосвязанного природного комплекса, в благоприятном случае являющегося нефтегазоносным. В большинстве случаев, как уже говорилось, комплексы представляют собой геологические формации, или являются их частью, или охватывают две-три смежные формации.

Контрольные вопросы

Какие критерии лежат в основе классификации коллекторов?

Как учитываются аккумуляция и фильтрация в классификации коллекторов?

> Глава 14. ОСНОВНЫЕ СВОЙСТВА ПОРОД-КОЛЛЕКТОРОВ

Основные особенности пород-коллекторов определяются их минеральным скелетом и тем материалом, который заполняет промежутки между зернами и остающимися пустотами. Размер, форма и характер распределения пустот и определяют коллекторские свойства.

Пористость, или пустотность - такое же неотъемлемое свойство пород, как плотность. Эти два свойства тесно связаны между собой обратным соотношением. Поры составляют часть объема породы. Величина пористости выражается в долях или процентах и характеризует конкретный участок в породе. Различают четыре вида пористости: общая (абсолютная, или полная), открытая (насыщения), эффективная (динамическая) и закрытая. Общая пористость представляет отношение объема всех полостей в породе к общему объему породы. Открытая пористость учитывает объем тех пор, которые сообщаются между собой. Разница между величинами общей и открытой пористости дает величину закрытой пористости, которая представляет объем изолированных замкнутых пустот. Для качества коллекторов закрытые поры почти не имеют значения, однако в них содержатся изначально погребенные в породах вещества (в том числе органические), изучение которые имеет большое значение.

В ходе преобразования пород (уплотнение под нагрузкой и пр.) соотношение между общей и открытой пористостью изменяется. При смыкании каналов часть открытых пор превращаются в закрытые, так что пористость насыщения сокращается, а общая пористость относительно возрастает, хотя в абсолютных величинах и она постепенно снижается.

' Очень важной при разработке месторождений, получении притоков является величина эффективной пористости, под которой пони- 1 мается объем тех пор, по которым происходит движение флюидов. Эта пористость меньше открытой, так как из последней следует вычесть объем тех застойных участков, где движение не происходит (слепые, тупиковые участки, очень тонкие капилляры и пр.). Такие участки по большей части заняты остаточной водой. Многие вещества и породы, в том числе глины, обладают высокой общей пористостью, но очень малой - эффективной.

Определение пористости производится различными способами, в основном экспериментальными. На сравнении с ними основаны также геофизические методы, различные методы каротажа.

Для получения величин пористости на искусственных моделях обычно употребляют стеклянные шарики. При разных упаковках одинаковых по диаметру шариков можно получить разные величины пористости - от 26 до 47,7%. Можно создать и более сложные модели из наборов шариков разных диаметров и также рассчитать пористость

аналитически. Но все эти модели весьма далеки от природных объектов. Пористость даже плохо отсортированных пород может быть почти 50%, а может снижаться почти до нуля. Пористость хороших коллекторов составляет 30-35%, обычные пределы колебаний пористости в коллекторах 5-20%.

Общая пористость определяется по методу Мельчера на основе данных о минералогической плотности зерен этой породы d и объемной плотности породы о. Цля изучения последней исследуется образец неразрушенной породы. Минералогическая плотность определяется на основе исследования дезинтегрированных зерен той же породы, свободное пространство между которыми заполнено дегазированной водой. Формула для расчета общей пористости:

к * =—100%.

^п.общ j

Точность определения зависит главным образом от степени минералогической однородности породы, количества и состава цемента.

Определение открытой пористости производится по методу Преображенского путем сравнения массы сухого т^р и насыщенного керосином тОбр. кер образцов. Разница в массах дает представление о количестве керосина, поглощенного образцом, а с учетом плотности керосина - представление о его объеме, т. е. объеме заполненных пор. Предварительно экстрагированные и высушенные до постоянной массы при 105°С образцы вакуумируют. Затем их погружают в вакуумированный же керосин. Погружение происходит медленно, чтобы насыщение произошло за счет капиллярной пропитки и постепенно пропитывались все возможно более тонкие капилляры. Определив массу насыщенного керосином образца в керосине ткеркер и сравнив с массой насыщенного образца в воздухе, можно получить объем образца на основе закона Архимеда. Коэффициент открытой пористости можно рассчитать по Фоомуле: к =тобр.кер.~тобр, , т кп.откр.

т обр.кер-m кер.кер

Существуют и другие способы определения открытой пористости (на приборе Владимирова и др.) на основе использования основного уравнения состояния газов P0V0 =PiVp Зная объем вошедшего газа и давление, можно определить объем при атмосферном давлении.

Методы определения открытой пористости по методу Преображенского, так же как и общей пористости по методу Мельчера, не лишены недостатков, которые приводят к погрешностям. Они связаны с тем, что не все пустоты заполняются жидкостью, кроме того она может вытечь из поверхностных пустот, особенно если они крупные. При плотной малопористой породе внешняя остающаяся на образце

пленка керосина, если она не будет удалена, может быть соизмерима с объемом керосина, вошедшим в образец.

Определение эффективной пористости кп-Эф является наиболее трудным. Существуют два способа. Об одном из них, основанном на учете остаточной воды, было уже упомянуто. Другой, предложенный П. П. Авдусиным в 1933 г.,заключается в заполнении породы в вакууме окрашенной бакелитовой смолой при той температуре, при которой вязкость смолы равна вязкости нефти в данной залежи. (Однако вязкость нефти на поверхности не соответствует вязкости в пластовых условиях, П. П. Авдусин этого не учел). При этом считается, что бакелит заполнит только те поры, по которым возможно движение флюидов. Затем из образца изготавливают прозрачный шлиф и при помощи микрометренной линейки или интеграционного столика измеряют вдоль большого числа пересечений длину отрезков, пересекающих зерна, и заполненные бакелитом поры. Сумма длин пересечений пор, отнесенная к суммарной длине всех линий пересечения, дает представление о коэффициенте эффективной пористости. Наиболее достоверно величина эффективной пористости определяется в конце разработки месторождения по количеству отобранной нефти.

Для определения пористости применяются также различные тонкие физические методы, среди них наибольшее распространение получил метод ядерного магнитного резонанса (ЯМР), который используется и при каротаже скважин. В основе метода лежит свойство ядер атомов некоторых элементов: они обладают магнитным моментом. В постоянном магнитном поле (поле Земли) магнитные моменты стремятся ориентироваться в его направлении. Особенно сильно это свойство выражено у водорода (намагниченность его ядер-протонов). Достаточно хорошо это должно проявляться у ядер водорода в воде, особенно в той, молекулы которой находятся в относительно свободном состоянии. Но тепловое движение молекул нарушает это однообразие, поэтому в каждый момент времени в направлении поляризующего поля ориентирована лишь небольшая часть ядер. Ориентировку можно упорядочить созданием более сильного поля. При быстром изменении магнитного поля требуется определенное время, чтобы система магнитных моментов пришла в новое равновесное состояние. Процесс установления этого нового состояния носит название ядерной магнитной релаксации. Можно говорить о скорости магнитной релаксации, которая у разных ядер различна.

Релаксационные процессы характеризуются постоянными показателями Tjh Т2, которые описывают изменения продольных (по отношению к полю) и поперечных составляющих ядерной намагниченности. Величина Т\ характеризует скорость перераспределения энергии между поляризуемыми атомами (водорода) и совокупностью окружающих их атомов и молекул, приводящих к изменению тепловой энергии 213

всей системы (спин-решеточное взаимодействие). Поскольку Тг характеризует скорость изменения ядерной намагниченности в направлении поляризующего поля, его определяют как время продольной релаксации. Tj называется временем поперечной релаксации и характеризует скорость взаимной переориентировки магнитных моментов ядер в результате перераспределения энергии между ними, т. е. отражает внутреннее взаимодействие в самой системе спинов (спин-спиновое взаимодействие).

Эксперимент производится путем создания в катушке, куда помещен образец, сильного поляризующего поля, поперечного по отношению к земному. Затем наложенное поле резко уменьшается до нуля. После выключения тока наблюдается э. д. с., которая наводится в той же катушке в результате изменения векторов ядерной намагниченности (возвращения в состояние, близкое к исходному). Величина измеряемого при этом сигнала э. д. с. определяется в образце породы только протонами жидкости, заполняющей поры, т. е. интенсивность сигнала в той или иной мере характеризует количество протонов в единице объема породы. Релаксация протонов жидкости в пористой среде отличается от релаксации в свободной жидкости, так как поверхностно-активные силы минерального скелета снижают подвижность молекул в приповерхностном слое, где вода находится в связанном состоянии, что будет рассмотрено далее. Релаксация определяется только протонами, достаточно удаленными от стенок. Величина сигнала отражает число атомов водорода (или количество жидкости). При полном заполнении пор жидкостью мы можем считать, что величина сигнала отражает пористость.

Результаты метода ЯМР (при насыщении водой) характеризуют, по-видимому, промежуточную величину между открытой и эффективной пористостью, учитывая, что приповерхностный слой также влияет в какой-то степени на релаксацию. Что касается закрытой пористости, то она может быть заполнена и водой, но не полностью, так как там могут присутствовать и другие вещества, в том числе УВ. Необходимый объем образцов находится одним из известных методов. По свидетельству Б. И. Тульбовича и др., совпадение результатов по определению пористости методами ЯМР и Преображенского хорошее, коэффициенты корреляции составляют 0,96-0,97.

Проницаемость - это параметр породы-коллектора, характеризующий способность пропускать через себя жидкости и газы при перепаде давления. Все породы в той или иной мере проницаемы. Поскольку породы анизотропны, величины различных характеристик, в том числе и проницаемость, неоднозначны по разным направлениям в пределах какого-либо конкретного участка. Проницаемость коллекторов параллельно напластованию выше, чем перпендикулярно к нему. Таким образом, величина проницаемости обладает векторными 214

или тензорными свойствами. Если построить какую-то фигуру в выбранной точке пространства на основе величин проницаемости, она будет иметь сложный характер. Проницаемость зависит от размера поровых каналов и изменяется пропорционально квадрату величины сечения пор. Если размер зерен (и пор) увеличивается на три порядка, то при том же способе их укладки проницаемость увеличивается на шесть порядков.

Экспериментальным путем было установлена зависимость расхода флюида Q при ламинарном потоке от площади сечения S и перепада (градиента) давлений или высот на определенном расстоянии (dp/dl или dh/dO- Уравнение Дарси (по имени автора закономерности) имеет вид:

Q=kS(dp/dl).

Коэффициент к рассматривается как коэффициент проницаемости кпр и рассчитывается в зависимости от расхода за единицу времени. При расчете на единицу длины и введении вязкости флюида ц формула для определения коэффициента проницаемости выглядит так:

^пр с •

дрЗ

Если подставить в формулу расход флюида 1 м3/с, вязкость 1Па‘с, длину 1 м, перепад давления 1 Па, площадь сечения 1 м2, то проницаемость в СИ измеряется в квадратных метрах. При этом проницаемость можно рассматривать как суммарную площадь пор, по которым движется поток. За единицу проницаемости принимается проницаемость такой среды, когда при указанных условиях расход флюида составляет 1 м3/с.

Формула Дарси, отражающая линейную фильтрацию, не учитывает ряд особенностей движения жидкостей и газов (различную их скорость, разнонаправленность и пр.). Наиболее заметны отклонения от закона при больших скоростях течения газов. Проницаемость, определенная по газу, может отличаться от проницаемости, измеренной по жидкости. Это связано с проскальзыванием пузырьков газа.

При градационных текстурах, в которых размер частиц уменьшается вверх по разрезу, в том же направлении снижается и проницаемость. В нижней части пласт массивный и различие проницаемости по разным направлениям не очень заметно. Иное дело в кровельной части, где слоистость достаточно отчетливая. При ориентированном расположении зерен велика разница величин проницаемости по слоистости и перпендикулярно к ней. Особенно это сказывается, если на границах отдельных слойков присутствует глинистая примесь, она затрудняет поперечную циркуляцию. Связь проницаемости с пористостью не прямая. Наиболее хорошо коррелируется проницаемость с

эффективной пористостью, однако и на это соотношение влияют некоторые дополнительные факторы, о которых будет сказано ниже.

Анализируя соотношение проницаемости и пористости, мы обращаемся к особенностям строения, структуры породы. Если для величины пористости не имеет значения протяженность, прямолинейность (или криволинейность) каналов, характер поверхности зерен и т. д., то для проницаемости все это очень важно. Изменение значений проницаемости значительно больше, чем пористости.

Различают несколько видов проницаемости: абсолютную, фазовую (эффективную) и относительную. Под абсолютной понимается проницаемость, измеренная в сухой породе при пропускании через нее сухого инертного газа (азота, гелия). Часто она измеряется по воздуху. В природе не встречаются породы, не заполненные флюидами. Обычно поровое пространство содержит в различных количествах воду, газ и нефть. Каждый из флюидов оказывает воздействие на фильтрацию других. Поэтому редко можно говорить об абсолютной проницаемости в природных условиях.

Способность породы пропускать через себя один флюид в присутствии других называется фазовой (эффективной) проницаемостью для данного флюида. Можно говорить о фазовой проницаемости газа относительно воды и т. п. Данный показатель для отдельных флюидов зависит от их количественного соотношения. Особенно это заметно при разработке месторождения. При откачке и уменьшении количества нефти в пласте ее фазовая проницаемость постепенно падает.

Отношение величины эффективной проницаемости для данного флюида к величине проницаемости при 100%-м насыщении породы данным флюидом (если флюид не реагирует с породой, можно говорить об абсолютной проницаемости) называется относительно проницаемостью. Подобно фазовой она непрерывно изменяется в процессе эксплуатации залежи, так как изменяется соотношение флюидов. Относительная проницаемость породы для любого флюида возрастает с увеличением ее насыщенности этим флюидом.

На рис 54.показаны типичные графики изменения относительной проницаемости (по А. И. Леворсену), из которых видно, что порода непроницаема для нефти, пока ее нефтенасыщенность не превысит 30%. До этого момента только газ может проходить через породу. В точке пересечения кривых относительная проницаемость одинакова для газа и нефти, и оба вещества фильтруются через породу в равной степени. Выше этой точки нефтенасыщенность продолжает возрастать, соответственно возрастает и относительная проницаемость породы для

Рис. 54. Кривые изменения относительной проницаемости кпр.отн систем газ — нефть (а) и вода — нефть (б) (по А. И. Леворсену)

нефти. При 100%-й насыщенности она достигает единицы, при этом газ полностью отсутствует.

Существуют диаграммы, показывающие величины относительной проницаемости при разном соотношении нефти и воды. Во всех пустотах породы всегда содержится немного воды, однако она не начинает двигаться , пока ее количество не превысит 20% (до этого уровня она лишь смачивает поверхность зерен, движется в породе только нефть). При водонасыщенности более 20% фильтроваться начинает и вода. Примерно при 56%-й водонасыщенности и 44%-й нефтенасыщенности относительная проницаемость равновелика для обеих жидкостей. При дальнейшем повышении водонасыщенности вода начинает фильтроваться более свободно, чем нефть. При 10%-й нефтенасыщенности нефть прекращает движение.

Диаграммы позволяют сделать вывод, что любая жидкость, в той или иной мере смачивающая породу, должна достигнуть определенного уровня насыщения для начала движения. Кроме того, в каждой нефтяной залежи при самых лучших коллекторских свойствах будет проявляться остаточная нефтенасыщенность в конце разработки, так как нефть в малом количестве прекращает движение.

Проницаемость определяется на любом приборе, на котором можно обеспечить фильтрацию и замер объема прошедшего через образец флюида при установленных перепадах давления (рис. 55). Результаты измерения при давлениях выше атмосферного (нагнетание сжатого воздуха) и при создании для фильтрации вакуума (откачка) различаются между собой. Во втором случае получаются более высокие значения коэффициента газопроницаемости. Причиной этого является проскальзывание газа, возникающее в тех условиях, когда длина свободного пробега молекул газа становится соизмеримой с размером пор. Это так называемый эффект Клинкенберга. Погрешность определения в вакуумных установках для образцов с низкой проницаемостью достигает 50% и более. 217

Рис. 55. Схема прибора для определения проницаемости.

1 — хлоркальциевая трубка; 2 — термометр; 3 — манометр перед образцом; 4 — винтовой зажим-обойма для образца; 5 — манометр за образцом; 6 — газовый счетчик

Замеры фазовой проницаемости производить сложнее, чем абсолютной, так как одно из подвижных веществ, накапливаясь на выходе, мешает замерять расход другого. Поэтому применяют специальные методики, учитывающие этот граничный эффект.

В лабораторных условиях проницаемость определяется лишь в одном или в несколько небольших изолированных образцах породы. При исследовании в скважине или в нескольких скважинах мы можем судить о характере проницаемости всего пласта-коллектора. При отсутствии образцов, только по данным исследования скважин (совместно с каротажем) можно делать вывод о проницаемости пластов в той или иной части разреза.

Если при вскрытии какого-либо пласта буровой раствор разжижается и плотность его снижается, это указывает на то, что пласт проницаем и из него под достаточным давлением поступает вода (или газ, если раствор становится разгазированным). А. И. Леворсен замечает, что скорость, с которой вода поступает в ствол скважины, дает даже лучшее представление об общей проницаемости вскрываемых пород, чем лабораторное исследование керна.

Если при бурении глинистый раствор не возвращается на поверхность или выносится не полностью, то говорят о потере его циркуляции в скважине. Это означает, что скважина встретила пласт с высокой проницаемостью и пониженным пластовым давлением (или кавернозную зону).

Одним из лучших способов является измерение общей проницаемости пласта по его продуктивности и снижению давления. Если проницаемость породы велика, то увеличение отбора флюдов из него не приведет к значительному падению давления. В условиях пластового и достаточно крупного массивного резервуара после проведения испытаний давление будет быстро восстанавливаться.

Удовлетворительные результаты дают замеры на больших образцах, когда можно определить радиальную газопроницаемость. Для этого в центре образца просверливается отверстие, через которое подается газ. Через резиновую дырчатую оболочку вокруг образца можно производить замеры прошедшего через него газа. Опыт можно проводить и с жидкостями, что нагляднее. Образец насыщают чистым деканом и помещают в кернодержатель. Затем центральная полость образца насыщается деканом, окрашенным Суданом. Как пишет Б. И. Тульбович, после подачи давления фронт вытеснения декана движется неравномерно вследствие анизотропии среды и окрашенная жидкость достигает боковой поверхности образца за различное время, что позволяет оценивать изменение проницаемости по разным направлениям. Для наглядности образец помещают в стакан из оргстекла.

Структура пустотного (порового) пространства. Характер взаимного расположения пустот, размеры, особенности их внутреннего строения мы называем структурой пустотного (порового) пространства. От этого фактора, по-видимому, наиболее существенно зависит одно из важнейших свойств коллекторов - проницаемость. Структура влияет на характер расположения нефти в пласте и косвенно (через остаточную воду) даже на ее количество. Структура пустот зависит от способа расположения материала, характера и степени его преобразования, количества, характера и распределения цемента.

Зерна и агрегаты.в породе могут иметь весьма различные размеры и форму и по-разному соотноситься друг с другом. Сочетание трещиноватости и процессов растворения могут образовывать системы пустот, отличные от первичной. Порода может быть высокопористой, но при этом поры бывают столь мелкими, а каналы столь извилистыми, что фильтрационные способности оказываются весьма низкими. И наоборот, несколько прямоточных каналов при низкой пористости обеспечивают высокую проницаемость. В реальных породах возможны своего рода парадоксы. Высокая степень окатанности зерен в породах, близких к моделям песков из идеальных шариков, определяет и лучшие коллекторские свойства. В реальной же породе в зависимости от способа укладки угловатые, неправильной формы зерна (или обломки раковин) могут состыковаться таким образом, что упаковка будет очень рыхлая. Встречаются варианты таких упаковок, при которых пористость, несмотря на то, что порода состоит из угловатых неотсортированных зерен, составляет около 40%. Породы эти обычно не испытывали достаточного уплотнения.

Форма пустот различна у различных типов пород. В органогенных известняках, например, преобладают иногда ячеистые пустоты (корал- лово-мшанковые рифовые массивы). У терригенных пород из хорошо окатанного и отсортированного обломочного материала поры имеют форму, близкую к ромбоидальной, тетраэдрической и др. У пород с

жесткими связями, испытавшими тектонические напряжения, пустотное пространство может быть представлено полостями, образованными трещинами. Как по разрезу, так и в пределах одной толщи, вид пустотного пространства может изменяться в зависимости от того, в какой зоне катагенеза находится порода.

При анализе структур пустот целесообразно рассматривать и измерять следующие параметры: размеры и распределение по размерам; соотношение пор и каналов; площадь поверхности пустот (внутренняя поверхность); извилистость каналов и др.

Пустотное пространство лучше всего изучать визуально прямыми методами, определяя размеры разных элементов и их соотношение. Прямые методы дают возможность изучать морфологию, давать числовые характеристики, анализировать распределение зерен, агрегатов и цемента. Эти замеры позволяют выводить различные свойства, подсчитывать коэффициенты. Например, заполняя полимером отверстия и затем растворяя минеральную часть, получают слепок пустотного пространства. Можно также изучать пустоты в шлифе, что обычно и делается. При этом изучение производится в какой-то определенной плоскости, положение в пространстве которой может быть ориентировано; определяется количество и размер пустот, параметры соединяющих их каналов и трещин.

Для обработки результатов наблюдений в шлифах некоторые авторы предлагают использовать методы статистики. В различных участках шлифа подсчитывают частоту встречаемости пор того или иного размера. Г. И. Теодорович предложил различать и отдельно учитывать собственно поры (расширения) и соединяющие их каналы (узкие вытянутые пустоты). Поры обусловливают главным образом величину емкости породы, а размер (сечение) каналов - ее фильтрационные способности. В самом деле, поры могут быть достаточно крупными, а соединяющие их канальцы очень тонкими. Это нередко бывает в карбонатных породах. Поры и каналы измеряют по фотографиям шлифов. За размер пор можно принимать диаметр наибольшей вписанной окружности, а за размер каналов - среднюю их ширину. По полученным в шлифах замерам строят кривые распределения пор и каналов по размерам. Взаимное расположение кривых позволяет сделать выводы относительно взаимосвязи пористости и проницаемости. Если каналов мало и они мелкие, то проницаемость низкая,и наоборот. На этих кривых также хорошо вырисовываются размеры преобладающих пор и каналов и размеры пор, через которые идет фильтрация. На основании анализа кривых распределения (рис. 56) устанавливается, что при одинаковой пористости большую проницаемость будет иметь та порода, в которой на каналы приходится большая часть свободного пространства. Подсчитано, что если 10% пустот приходится на каналы (при достаточно высокой пористости), что проницаемость измеряется

Рис. 56. Сравнительная характеристика кривых распределения пор (1) и каналов (2) в образцах с примерно равной пористостью при повышенной (а) и пониженной (б) проницаемости

Рис. 57. Зависимость эффективной пористости от величины протяженности контактов между зернами L1

сотыми долями микрометра, при 25% значения проницаемости возрастают на порядок.

В шлифах обычно изучаются также типы контактов между зернами. Отношение числа контактов к количеству зерен или площади шлифа отражает плотность упаковки. Большое значение имеет характер контактов, степень вторичных изменений в них, количество вторичных контактов. Уплотнение приводит как к изменению типов контактов, так и к уменьшению пористости. Есть попытки увязать эти два параметра. Существует понятие удельной протяженности контактов между зернами породы Б/. Величина ее показывает суммарную протяженность контактов, приходящуюся на единицу площади. Между величинами 2/ и эффективной пористости установлена зависимость (рис. 57).

П. П. Авдусин и М. М. Цветкова еще в 1938 г. с целью учета структуры порового пространства ввели понятие гидравлической характе

Р

ристики коллектора - Ф = — • Эта величина равна отношению пери

метра Р эквивалентной (воображаемой) поры, равной по площади суммарной площади сечения поровых каналов, к суммарному периметру 2 ^поровых каналов на площади.

По зарисовке (фотографии) шлифа породы, пропитанной окрашенным бакелитом, определяют суммарный периметр пор при помощи курвиметра, а планиметром (масштабной сеткой) - суммарную площадь пор. По таблице можно найти длину окружности (периметр Р) круга равной площади. Чем ближе форма поровых каналов в породе приближается к цилиндрической, тем больше значение гидравли-

ческой характеристики Ф стремится к 1. Таким образом, Ф характеризует структуру, морфологию порового пространства, непосредственно влияющего на проницаемость.

В последнее время различные авторы предлагают применять для характеристики коллекторов другие коэффициенты - проточности, извилистости и др. Учет их важен при определении фильтрации.

К числу прямых методов исследования структуры порового пространства можно отнести рентгеновское просвечивание и метод изучения полированных поверхностей, а также некоторые другие.

Для получения рентгеновского снимка порового пространства образца породы из него выпиливают пластинку толщиной 1 см, которую пропитывают насыщенным раствором солей бария. При просвечивании такой пластинки рентгеновскими лучами на фотопленке получаются участки, которые на позитивном отпечатке выглядят темными. Рассматривая такой снимок, можно судить о структуре порового пространства.

Подготовка для изучения полированной поверхности заключается в том, что очищенный от битуминозных веществ образец проваривается в канадском бальзаме, окрашенном нигрозином, после чего шлифуется и полируется. Полированная поверхность покрывается смесью вазелина и мела. После удаления излишков смеси поверхность рассматривается в отраженном свете при увеличении. Участки взаимосвязанного порового пространства, в которое проник бальзам, при этом кажутся черными, а меловое заполнение замкнутых пор - ярко-белым. Вычисленное отношение площадей черных и белых пор показывает доли открытой и закрытой пористости в породе. Форму и размеры пор можно изучать на сколе породы с помощью электронного растрового микроскопа (рис. 58).

В связи с тем, что прямые методы часто очень ограничены (наблюдения только в одной плоскости и другие недостатки), широко применяются косвенные методы, среди которых важнейшее значение имеют методы определения внутренней удельной поверхности и изучения распределения поровых каналов разных диаметров.

Внутренняя удельная поверхность является одной из главных характеристик породы. Она определяется отношением суммарной поверхности всех пор и каналов (см2, м2) к единице общего объема (см3, м3) или массы (г, кг) породы. Легко рассчитать, что удельная поверхность идеальной породы, состоящей из сфер одного диаметра, равна 6(1—#4i)2/3

с = ———. см /см , D

где к,, - коэффициент пористости; D - диаметр зерен. С уменьшением диаметра зерен и коэффициента пористости величина внутренней удельной поверхности возрастает.

Рис. 58. Поры между ограненными кварцевыми зернами (месторождение Хасси-Рмелъ в Алжире) (РЭМ, увел. 900)

При /^=47,7% и £)=0,25 мм 5^д= 125,5 см2/см3;

А^=26% и 27=0,25 мм 5уд= 177,6 см2/см3;

7^=26% и 27=0,005 мм ^д=888 см2/см3.

Внутренняя удельная поверхность реальных пород зависит от размеров, формы и минерального состава зерен. Чем выше дисперсность частиц породы, тем больше в ней тонких пор и тем выше значение ее удельной поверхности. Примесь пелитовой фракции резко увеличивает удельную поверхность, в некоторых глинистых алевролитах она может достигать нескольких квадратных метров на кубический сантиметр. По данным А. А. Ханина (1969 г.), удельная поверхность песчано-алевритовых пород изменяется от 0,04 до 10 ма/г.

Величина удельной поверхности характеризует способность коллектора удерживать флюиды и определяет другие параметры пород, такие,как водонасыщенность. При большой суммарной поверхности порового пространства коллектора (активной поверхности), свойственной тонкозернистым породам (глинистым алевролитам), уменьшается способность коллектора отдавать флюиды. Наоборот, при слишком малой поверхности, например, в конгломератах, уменьшается способность коллектора удерживать нефть (газ) - противостоять гидродинамическим нагрузкам.

Удельная поверхность реальных песчаных коллекторов может быть оценена по формуле

„ 6о n=i "Ч

md n=l D

где о - плотность породы, г/см3; d - минералогическая плотность зерен, г/см3; m - масса породы, г; т/ - масса фракции породы, г; D - диаметр зерен фракции, см.

Следует иметь в виду, что величина удельной поверхности мел- j них пор, тонких каналов, не принимающих участие в фильтрации, ; намного больше поверхности фильтрующих пустот, поэтому только в J однородных породах величина удельной поверхности хорошо отображает свойства и структуру порового пространства коллектора.

Для определения удельной поверхности применяются физические (способ адсорбции, теплота смачивания и др.), статистические и расчетные методы, основанные на гранулометрии.

Метод адсорбции основан на измерении величины низкотемпературной адсорбции инертного газа (азота, аргона) на поверхности твердого тела при низких давлениях и постоянной температуре, близкой к температуре сжижения газа. С помощью изотермической адсорбции можно определить количество газа (а следовательно, и число молекул), которое необходимо для того, чтобы покрыть твердую поверхность слоем толщиной в одну молекулу. Зная площадь, занимаемую одной молекулой, можно рассчитать поверхность твердого тела (для коллекторов - поверхность всех взаимосвязанных пор, включая тупиковые участки пространства). В первоначальной методике адсорбции БЭТ (по именам авторов Брунауэр, Эммет, Теллер) исследования строились на вакуумировании и максимальном удалении подвижных веществ с поверхности пор. Затем при определенной температуре, несколько ниже температуры сжижения выбранного инертного газа (например, азота), образец насыщался этим газом до момента создания на всех поверхностях мономолекулярного слоя. Момент заполнения отмечается скачком на температурной и других кривых. Количество азота, необходимое для образования монослоя, рассчитывается по графику зависимости равновесных давлений от давления в рабочем объеме. Формула для расчета величины удельной поверхности

ТХОДб-18 У.РрШ

760.22,4

где Т - температура жидкого азота; N - число Авогадро; У - калибровочный объем газа; р0 - давление в калибровочном объеме; гл - масса образца; Т - температура в калибровочном объеме.

Узнав по числу Авогадро (6,023'10 ^ и давлению число молекул и площадь, покрываемую каждой молекулой, можно рассчитать общую внутреннюю поверхность пустот. Позже в методику БЭТ были внесены упрощения, в частности, существенное снижение степени вакуумирования, что не привело к значительным ошибкам (разница в измерениях не более 5-10%).

Между основными параметрами коллекторов и величиной удельной поверхности существует связь, которая выражается эмпирически установленной формулой Козени:

^р-С^уд).

где кп- пористость, доли единицы; к пр- проницаемость, мкм»; С- коэффициент пропорциональности, изменяющийся от 4400 для алевролитов до 7700 для песчаников. Для слабосцементированных и слабоуплотненных пород существует другое выражение:

5уд= $Q.

где 5уд - величина удельной поверхности в единице массы, м Уг; S = (m^! + mJ Dt* .. .* mJ Dj (m - массовое содержание фракций, Dc - средний диаметр зерен фракции); q - величина, определяющая отклонение формы зерен от сферической, в общем случае примерно равна 3,5.

Важной характеристикой структуры пустотного пространства являются особенности распределения или относительной роли поровых каналов того или иного диаметра в породе. Поскольку диаметр канала сильно меняется в породе, при расчетах под ним понимается диаметр такого капилляра, который по своим свойствам и эффективности фильтрации эквивалентен данному поровому каналу. В таком случае поровое пространство породы можно представить как совокупность капиллярных трубочек разных диаметров. Изучение распределения поровых каналов помогает выяснить причины различий проницаемости пород сходного гранулометрического состава с близкими величинами пористости. Проницаемость будет выше у такого из двух образцов с примерно равной пористостью, у которого каналы более крупного размера составляют больший процент.

Изучать распределение поровых каналов можно несколькими методами, в том числе методами капилляриметрии и центрифугирования. Коротко рассмотрим первый из них, а второго коснемся позже. Капиллярометрия может быть водная для песчаных и алеврито-песчаных образцов и ртутная для образцов со значительным содержанием глинистых фракций. Метод, применяемый при использовании смачивающей жидкости (воды), носит название метода полупроницаемой мембраны. Все расчеты строятся с использованием формулы, характеризующей величину капиллярного давления:

2осо$6 рк =’

к R

где о - величина поверхностного натяжения, Н/м; 0 - краевой угол смачивания, близкий для воды к 1; R - радиус порового (капиллярного) канала, м. Метод полупроницаемой мембраны имеет несколько модификаций. Для исследований применяется капилляриметрическая ячейка в виде металлического стакана, рассчитанная на один образец диаметром до 3,5 см, высотой 3-4 см. Стаканы могут быть объединены 8 - Ю. Бурлин и др.225

Рис. 59. Схема капилляриметра.

1 — электрод; 2 — образец; 3 — полупроницаемая мембрана; 4 — емкость с трансформаторным маслом н соединительный сифои; 5—токопровод

в батареи. Важным элементом прибора является пористая полупроницаемая керамическая пластинка (фильтр Шотта), насыщенная водой. Пластинка служит мембраной, через которую проходит вода, но не проходит нефть, как несмачивающая жидкость, в случае наличия ее в образце. Давление на воду, окружающую образец в стакане, регулируется при помощи вентиля, ограничивающего доступ газа. Насыщенность образца (количество выделившейся воды) при любом создаваемом давлении определяется в результате измерения количества вытесняемой воды. Воду эту можно измерять непосредственно в градуированной емкости или по количеству трансформаторного масла, вытесняемого водой из промежуточной емкости в ловушку (рис. 59). Масло используют как конечный элемент цепи, потому что вода при длительных опытах в несколько суток испаряется.

Давлением, которые периодически увеличивается, выжимают воду сначала из крупных, а затем из все более мелких по диаметру каналов. При каждом новом увеличении давления образец выдерживают (сутки и даже больше) для достижения равновесного состояния при определенной температуре, после чего каждый раз вычисляют количество выжатой воды по объему или массе масла. Вместо объема вытесненной воды можно измерять изменение электрического сопротивления образца (через введенные электроды), которое увеличивается по мере отжатия воды из образца. Давление в стакане рекомендуется поднимать постепенно по интервалам от 0,002 до 0,08 МПа выше атмосферного. В каждом интервале в соответствии с приведенной

выше формулой можно рассчитать условные граничные радиусы поровых каналов, которые, как было сказано, принимаются за капиллярные трубки. По соотношению количества (объема, массы) воды, выжатой в каждом интервале давлений, судят о доле или процентном соотношении поровых каналов различных размеров, соответствующих этим давлениям. При высоком качестве проведения эксперимента можно получать данные по капиллярам диаметром в несколько микрометров. К недостаткам метода относятся его длительность, а также неточности, лежащие в основе представлений о пористой среде как совокупности капилляров. С одной стороны, может быть завышение доли объема каналов малого размера, так как узкое отверстие в одном месте канала лимитирует все более широкие участки. С другой стороны, вода может выделяться не только из каналов, соответствующих по радиусам границам интервалов давлений, но и из более крупных пустот, соединенных этими каналами. При вытеснении воды на стенках каналов остается тонкая пленка воды. По полученным измерениям можно строить графики распределения пор.

Большое количество опытов показало, что определенным типам пород соответствуют более или менее определенные группы эквивалентных радиусов каналов. Среди карбонатных пород радиусы в интервале 1,3-4,5 мкм характерны для детритово-шламовых и шламо- во-микрозернистых известняков. Это плотные породы с однородной текстурой, с большим количеством микритового материала. Вторичные процессы, в том числе выщелачивание, в них развиты слабее, чем в других разновидностях. Сгустковые, комковатые, мелкодетритусо- вые известняки, мелкозернистые доломиты характеризуются каналами в основном с радиусами от 7,8 до 8,7 мкм. В случае выщелачивания размеры увеличиваются. В биоморфных и доломитизированных известняках наблюдаются каналы радиусом 14-17 мкм. При частичном выщелачивании и перекристаллизации в этих породах образуются еще более крупные пустоты (см. рис. 61). Из приведенных данных видно, что размеры поровых каналов являются одной из основных характеристик структуры порового пространства и тесно связаны с генетическими особенностями пород.

Для изучения пород с очень тонкими порами применяется метод ртутной порометрии. Он заключается в измерении объема ртути, вошедшей в поры вакуумированного образца. По мере того как заполняются более крупные каналы (и связанные с ними поры), требуется приложить определенное давление для проталкивания ртути как несмачивающей жидкости через поровые каналы меньших размеров. Эксперимент продолжается до тех пор, пока все открытое поровое пространство не заполнится ртутью. По количеству (объему насыщенности) ртути и по соответствующим интервалам давлений определяют процентное распределение разных поровых каналов и пор и строят

кривые. При помощи ртутной порометрии изучают поры радиусом в| сотые доли микрометра. Применяемые давления достигают 10 МПа. 1

Структура пустотного пространства помимо фильтрационных и I других свойств определяет количественное содержание воды в поро- • де.।

Остаточная вода в коллекторах. Вода, содержащаяся вместе с нефтью или газом в коллекторе в пределах залежи, называется оста- j точной. Образуется она за счет той, которая, первоначально, как ; правило, полностью насыщала породу, но была частично вытеснена при формировании скопления УВ. Объем воды, отнесенный к объему порового пространства, выражается в виде коэффициента водонасы- щенности кв. С ним тесно связан коэффициент нефтенасыщенности кн (газонасыщенности кг), который тоже представляет отношение объема соответствующего флюида к объему пор. Если объем порового пространства принять за 1, то соотношение между указанными коэффициентами kB+kH(r)=l. Содержание воды колеблется От 20 до 80%.

Чем меньше размер породообразующих компонентов, тем больше воды находится в породе. В физическом отношении выделяются различные категории остаточной воды. Для того, чтобы охарактеризовать их, целесообразно вспомнить основные особенности энергетики поверхности минералов, прежде всего глинистых. В разд. П мы рассматривали различные формы связи между пакетами глинистых минералов. У каолинита заряды поверхности пакетов нейтральны. У смектитов и гидрослюд имеет место изоморфное замещение трехвалентного алюминия в октаэдрическом слое на двухвалентные магний, железо (характерно для монтмориллонита) или четырехвалентного кремнезема в тетраэдрических слоях - на трехвалентный алюминий (характерно для гидрослюд). При этом возникает дефицит положительного заряда или некоторая величина отрицательных зарядов на поверхностях пакетов. Как уже упоминалось, у гидрослюд положительным компенсирующим катионом является преимущественно калий. Он жестко связывает между собой пакеты валентными электростатическими связями. У недеградированных гидрослюд активными по отношению к воде являются лишь внешние поверхности. У монтмориллонита связь между пакетами слабее, они связаны за счет ван-дер-ваальсовых сил. В решетке этого минерала по отношению к воде активны как внешние, так и внутренние поверхности частиц. Различные неровности, сколы, иные деформации, затрагивающие решетку глинистых и других минералов, также создают энергетическую неуравновешенность.

Согласно существующим гипотезам при взаимодействии кислых и щелочных растворов с глинистыми минералами характер среды и свойства на внешних поверхностях решетки могут сильно меняться в зависимости от состояния структурных групп ОН. При замене части 228

кремнезема на алюминий в тетраэдрическом слое ненасыщенные гидроксиды проявляют кислотные свойства в щелочной и нейтральных средах, а насыщенные парные гидроксиды октаэдрического слоя в щелочной среде диссоциируют по кислотному типу:

Al/01*”10"—Al/^H-

^он 'чг

в кислотной - по щелочному:

Д1/ОН НС1__ А12++2ОН“.

ОН

В связи с этим происходит увеличение емкости обмена глин. В щелочной среде оно связано с заменой Н+-ионов на щелочной катион, а в кислой среде гидроксильная группа замещается на анион. Таким образом, в системе глина - раствор на поверхности частиц образуется множество качественно разнородных адсорбционных центров, причем преобладание тех или других ненасыщенных групп определит величину -и знак заряда данной поверхности.

Наличие активных адсорбционных центров минералов способствует наличию слоев или участков влаги со свойствами, отличающими эту жидкость от поровых растворов и твердой фазы. В тонкодисперсной среде этот слой имеет непрерывное развитие. Он представляет прочно связанную воду. Она подразделяется на ряд категорий по энергии связи. Р. И. Злочевская и большинство исследователей связанной воды выделяют следующие их виды:

Вода, адсорбированная наиболее активными адсорбционными центрами поверхности, образующая с ними ионодипольные и водородные связи и обладающая наибольшей энергией взаимодействия. Ее количество близко к объему воды условного "монослоя” (вода ближнего порядка). Эта так называемая ”химическая”сорбция.

Вода, адсорбированная твердой поверхностью за счет ориентационного эффекта ван-дер-ваальсовых сил. В результате этого происходит ’’физическая” сорбция воды. В зависимости от окружающих условий общее количество ’’химически” и ’’физически” связанной воды может колебаться в границах, представляющих максимальную гигроскопическую влажность (при адсорбции из паров) и максимальную молекулярную влагоемкость (при насыщении из растворов). Общая толщина пленки связанной водой при одних и тех же давлениях и температурах зависит от величины радиуса действия электро- молекулярных сил, от гидрофильности или гидрофобности минералов, от веществ, растворенных в воде. По разным данным она сильно колеблется от первых десятков до тысяч нанометров. Повышение температуры и давления снижают толщину пленки связанной воды.

Вола переходного состояния между связанной и свободной. К ней относятся воды в микрокапиллярах и в участках пор в случае наличия трехфазной границы: минерал-вода-газ. Наличие воды ’’капиллярной” конденсации обусловливает процесс поверхностной ’’диссоциации” и образования заряженных ионов на поверхности глинистых частиц. Эти ионы, взаимодействуя с ’’внешним” свободным поровым пространством, создают некоторый концентрационный градиент между приповерхностным слоем и объемом порового раствора. Диффузия, идущая в ту или иную сторону в зависимости от состава и концентрации ионов ’’свободной” поровой влаги, стремится ' уменьшить этот градиент.

Перечисленные виды воды определяют так называемую максимальную влагоемкость породы. Третий тип воды близок по структуре и свойствам к воде свободного состояния, а структура и свойства первого и второго вида связанной воды (особенно первого) сильно отличаются от свободной. Первый гидратный ’’монослой” удерживается очень прочно на поверхности твердого вещества. Диполи воды здесь расположены ориентированно и очень компактно на поверхности, так что плотность воды достигает 1,3-1,7, а по некоторым оценкам-- 2 г/см3. В ней практически нет примесей, она лишена электропроводности, температура ее замерзания снижена до -73°С. Удерживаемая с большой силой эта вода обладает упругими свойствами. При сжатии она действует расклинивающе, что противодействует увеличению сжатия породы. ’’Монослой” можно отжать только при очень больших нагрузках в сотни МПа. Возрастание температуры ослабляет связь, так как увеличивает подвижность молекул. Критическими температурами, влияющими на массовое удаление определенных форм воды, являются следующие: 60-70’С - удаляется в основном вода третьего типа, 80-90’С - удаляется основная масса адсорбционно-связанной воды (второй этап дегидратации по Берсту).

Что касается состава выделяющихся вод, то с некоторого момента содержание солей в растворе начинает уменьшаться. Объясняется это тем, что на первых этапах выделяется более свободная поровая вода, богатая солями, а затем все более связанная и все более чистая. Это обстоятельство имеет очень большое значение. Содержание воды прямо определяется содержанием в породах глинистого материала. Процесс гидратации глин зависит*от специфики кристаллохимического строения и концентрации, заряда ионов, величины pH и других показателей поровой воды. Происходит избирательная сорбция ио^ нов, обладающих химическим сродством с атомами кристаллической решетки. Таким образом, состав воды и характер глинистых минералов сильно влияют на ее содержание. Повышение концентрации солей в пластовых водах приводит к тому, что содержание воды третьего вида уменьшается. При высоких концентрациях может остаться 230

Таблица 14. Зависимоаь проницаемости от количества остаточной воды в некоторых моделях искусственных песков

Размер зерен моделей, мм

Количество остаточной воды, %

Снижение величины проницаемости, %

0,25-0 ДО

5

7

0,20-0,15

6,5

12

0,15-0,10

7,5

11

0,10-0,08

13

18

0,08-0,07

24

39

0,075-0,065

50

60

Менее 0,065

50

89

только пленка прочно связанной воды. При таком варианте возможен прорыв пленки. Некоторые полярные компоненты нефти могут присоединяться к активным центрам породы, вытеснив воду.

Наличие остаточной воды в породе уменьшает объем порового пространства для нефти и газа. Различие в величинах открытой и эффективной пористости определяется в основном количеством остаточной воды. Если определить объем остаточной воды и вычесть его из объема сообщающихся пор (открытой пористости), можно получить примерную величину эффективной пористости. Остаточная вода снижает проницаемость. Сильнее всего влияние остаточного водонасы- щения на фильтрацию наблюдается в тонкопористых осадках: алевролитах, глинистых мелкозернистых песчаниках. В некоторых алевролитах при водонасыщенности 30-50% снижение проницаемости может произойти на 20-40% по сравнению с породой, свободной от воды. Это же видно по опытам на моделях искусственных кварцевых песков и алевролитов (табл. 14).

Из табл. 14 видно, что чем тоньше фракция, тем выше в модели содержание воды и сильнее снижается проницаемость.

Для сцементированных песчано-алевритовых пород снижение газопроницаемости в связи с водонасыщенностью составляет в среднем около 10%. Теоретические расчеты дают ту же величину. Содержание глинистой примеси, особенно монтмориллонита, даже в небольших количествах (5%), резко снижает проницаемость не только потому, что забиваются поры, но и вследствие резкого возрастания содержания воды.

Способы определения остаточной воды. Определение остаточной воды прямым способом связано с проблемой отбора керна с остаточной водой. Дело в том, что при бурении фильтрат глинистого раствора, приготовленного обычно на водной основе, под давлением вымывает и замещает содержащиеся в породе флюиды. Для того чтобы получить образец с минимально нарушенной водой, нужно применять раствор на нефтяной или известково-битумной основе. Такие скважи-

ны бурят очень редко со специальной целью на хорошо изученном месторождении. Кроме того, для более полного извлечения воды лучше применять глубинные пробоотборники, которые сводят к минимуму потерю флюидов при подъеме образца на поверхность и снижении давления. Все это сильно ограничивает применение прямого метода определения остаточной воды.

В тех случаях, когда такой способ употребляется, поднятый в керне образец подвергается экстрагированию в приборе Закса или другом, который дает возможность определить раздельное содержание воды и нефти в породе.

Обычно для определения количества остаточной воды в породе применяются косвенные методы. Многие методы основаны на моделировании процессов вытеснения воды из полностью насыщенной ею породы. Оставшаяся вода принимается за остаточную.

В связи с тем, что в подавляющем большинстве случаев пласт вскрывается пока на водных глинистых растворах, многочисленные косвенные методы оценки остаточной водонасыщенности имеют широкое распространение. Среди них необходимо отметить следующие: по содержанию хлор-иона в образце, капиллярной вытяжки, испарения (метод Мессера), аспирационной термомассометрии, ядерно-магнит- ного резонанса, центрифугирования, капиллярного давления.

В лабораторной практике наиболее широко из перечисленных выше косвенных методов применяются центрифугирование и метод капиллярных давлений, так как они детально обоснованы и позволяют получать воспроизводимые результаты. Метод капиллярных давлений является одним из наиболее надежных, поскольку позволяет с известным приближением получать в лабораторных условиях количество воды, первоначально содержавшейся в породе вместе с нефтью. Искусственное воспроизведение в образце пластового состояния осуществляется при помощи полупроницаемой мембраны, размеры пор которой должны быть такими, чтобы вытесняющая фаза не могла пройти через мембрану при давлении, несколько большем давления вытеснения воды из исследуемого образца. Вытеснение воды из образца при таком давлении происходит до тех пор, пока величина суммарного капиллярного давления в поровых каналах не уравновесит давление вытеснения.

Следует отметить роль природы вытесняющей фазы при определении остаточной водонасыщенности. В том случае, когда ставится задача определения только величины остаточной водонасыщенности без снятий всей порометрической кривой, очень часто в капилляри- метрической ячейке сразу поднимают давление 0,15т- 0,16 МПа.

Другим косвенным лабораторным методом, позволяющим сравнительно быстро оценивать остаточную водонасыщенность, является центрифугирование. Рис. 60 схематически иллюстрирует приспособле- 232

Рис. 60. Приспособление для центрифугирования образцов. ' 1 — уплотнительное кольцо; 2 - стакан для образца; 3 — керосин; 4 — образец; 5 - перфорированное основание; 6 — вытесненная вода

ние, куда помещается образец для определения остаточной воды путем центрифугирования при замене ее углеводородной жидкостью (модель нефти). Специальный алюминиевый стаканчик 2 имеет перфорированное основание для образца 4. Центробежная сила, развивающаяся при центрифугировании, перемещает жидкости к внешнему краю образца. Выделяющаяся вода поглощается специальным материалом. В работах многих отечественных и зарубежных исследователей показано, что при выполнении определенных условий результаты оценки остаточной водонасыщенности этим методом совпадают или близки к данным, полученным методом капиллярного давления.

Исследования свидетельствуют о необходимости дифференциации режимов центрифугирования в зависимости от коллекторских свойств образцов. С. И. Шишигин рекомендует установить общее время центрифугирования 60 мин, а перепад давления в зависимости от коэффициента газопроницаемости в пределах 0,2-0,3 МПа для кт> 1000.10*13мкм2 и 0,6-1,2 МПа для кпр<10‘ 10“12мкм3.

При использовании косвенных методов, в частности центрифугирования, для определения остаточной водонасыщенности необходимо учитывать, что способ создания и состав остаточной воды в каждом отдельном случае не могут полностью моделировать пластовые условия. В связи с этим целесообразно, по-видимому, проводить оценку объема остаточной воды, выбирая параметр, наиболее характерный для большинства изучаемых коллекторов. В качестве такого критерия можно рассматривать размер каналов, участвующих в фильтрации жидкости. Действительно, считается, что каналы, которые принимают участие в процессе фильтрации жидкости, имеют размеры больше

0,1-1 мкм. Эти величины позволяют оценивать наобходимые перепады давления при моделировании остаточной водонасыщенности. По < данным исследований, капиллярное давление воды, развиваемое на | границе вода-воздух в кварцевых капиллярах диаметром 1 мкм, сое- j тавляет 0,28 МПа; 0,5 мкм - 0,6 МПа, а 0,36 мкм - уже 0,82 МПа. Оче- j видно, именно такие по порядку величин перепады давлений следует создавать в опытах, чтобы моделировать остаточную воду, и лишь' применив эти перепады давлений в различных методах (центрифуги-' рование, метод капиллярных давлений), можно сопоставлять получаемые результаты.j

Метод аспирационной термомассометрии заключается в анализе i насыщающей образец воды во видам и степени связи ее с породой. • Сущность метода в изучении кривой изменения массы водонасыщенного образца, находящегося в потоке обдувающего газа, при повышении температуры до 25*С. На термограмме сушки образца выделяются, следующие участки:'

соответствующий испарению капиллярной влаги с физико-механической формой связи, находящейся в порах образца радиусом менее 10-5 см (макрокапиллярах и макропорах);

соответствуюлшй периоду удаления из образца породы влаги фуникулярного состояния, т. е. влаги непрерывной связанности в образце;

испарения влаги углов пор - стыковой, или так называемой влаги пендулярного состояния (состояния защемленной воды).

Исследование образца осуществляется следующим образом: цилиндрик горной породы подвергается сушке в специальной установке, во время сушки непрерывно регистрируются температура образца, электрическое сопротивление, масса, температура воздуха и дифференциальная температуры (разность температуры образца и воздуха).।

Контрольные вопросы

Пористость как свойство горных пород. Какие виды пористости различаются?

Каковы основные способы измерения пористости?

В чем состоят принципы измерения проницаемости? Единицы проницаемости.

Как изменяется фазовая проницаемость при изменении соотношения флюидов в пласте?

Какие параметры учитываются при характеристике структуры порового (пустотного) пространства?

Какова связь между внутренней удельной поверхностью и гидравлической, характеристикой коллектора?;

В чем состоит понятие "остаточная вода в залежи"?*

Каковы способы определения остаточной воды?

Глава 15. ЗЕРНИСТЫЕ (ГРАНУЛЯРНЫЕ)КОЛЛЕКТОРЫ В ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОДАХ

Коллекторские свойства терригенных обломочных пород формируются и затем видоизменяются на всех стадиях литогенеза. Характер и качество коллекторов определяются структурно-текстурными особенностями.

Минеральный состав обломочных пород оказывает большое влияние на их коллекторские свойства. Как уже указывалось ранее, среди обломочных разностей мы различаем по составу арениты и вакки (соотвественно менее и более 15% примеси к основному составу глинистого и другого материала). Отношение кварца (более устойчивого) к полевым шпатам (менее устойчивым) является показателем химической зрелости материала породы. Химически незрелые полимиктовые песчаники и алевролиты, содержащие более 25% полевых шпатов, разделяются на аркозы и граувакки по составу слагающей их основной массы зерен. Аркозы по составу преимущественно кварц-по- левошпатовые, граувакки часто состоят из обломков эффузивных пород.

Процессы сортировки, дифференциации во время переноса и осаждения оказывают большое влияние на коллекторские свойства будущей осадочной породы. У более крупнозернистых пород образуются и более крупные поры. Чем выше окатанность обломков, тем поры будут иметь более правильную изометрическую форму, проще будет структура порового пространства.

Такие параметры, как средний диаметр, коэффициент отсортированное™, имеют большое значение для определения коллекторских свойств пород. Особенно важным литологическим параметром породы является второй показатель, имеющий к тому же определенное палеогеографическое значение. Данные по отсортированное™ помогают при решении вопросов гидродинамики. Отсортированное™ зерен в обломочных породах в значительной степени влияет на их емкостные и фильтрационные свойства.

Детальное сопоставление продуктивной части разреза позволяет построить картину распределения материала, выклинивания отдельных песчаных тел. Существует тектоническая приуроченность накопления хорошо отсортарованных песчаников к склонам и вершинам палеоподнятий.

После завершения седиментации пористость образовавшегося песчано-алевритового осадка можно назвать гипергенно-седиментационной (И. А. Конюхов, 1963 г.). Все последующие процессы диагенеза и катагенеза будут способствовать преимущественно ее уменьшению, сокращению свободного порового пространства. Происходит дальнейшее уплотнение пород, гидратируются и разбухают слюды,

235

увеличивается количество цемента, возникают аутигенные минералы. Лишь некоторые процессы способствуют сохранению пористости и даже ее увеличению (например, выщелачивание вещества неустойчивых минералов).

Для того чтобы правильно оценивать происходящие процессы, следует знать общегеологическую обстановку, соотношение пород в разрезе и по площади. Особенно важно соотношение глинистых и песчано-алевритовых пород в разрезе, процессы в которых оказывают друг на друга взаимное влияние. При изучении коллекторов и покрышек геолог должен представлять, что происходит в осадках и породах в различных зонах при диагенезе и катагенезе. Две эти стадии (особенно вторая) по сравнению с предыдущими охватывают весьма длительный период времени. Сам темп вторичных изменений во многом зависит от скорости накопления осадков. В областях непрерывного быстрого прогибания может накопиться мощная толща осадков, нижние горизонты которых не успевают сильно измениться и сохраняют удовлетворительные коллекторские свойства.

Наиболее существенно влияющими на коллекторские свойства терригенных пород являются уплотнение, цементация, растворение и разложение минералов, аутигенное минералообразование, в том числе изменения в составе глинистой примеси, перекристаллизация, регенерация, катаклиз и бластез. Все процессы тесно связаны друг с другом. Уплотнение сначала достигается за счет более тесной экономной упаковки. На первом этапе происходит гравитационное уплотнение пород при сохранении их первичных структурных и текстурных признаков. При дальнейшем росте нагрузки жесткий скелет испытывает лишь упругие сжатия до определенного предела, после которого он начинает разрушаться, первичная обломочная структура изменяется. В контактных точках, где давление особенно велико, происходит частичное растворение минерального вещества.

Количество и тип цемента сильно влияют на емкость терригенных коллекторов. Как уже говорилось, цемент может быть синхроничен обломочным зернам - это сингенетичный цементирующий материал. Но цемент может проникнуть в пористую среду и после отложения осадка при его диагенезе и последующем катагенезе. Цемент в обломочных породах представлен следующими минеральными образованиями: 1) глинистыми минералами; 2) железистыми веществами; 3) карбонатами; 4) кремнистыми веществами (в том числе в результате переотложения Si02 - окремнения); 5) сульфатами; 6) фосфатами и др.

Развитие процессов цементации при диагенезе и катагенезе прежде всего связано с поступлением в пористые породы все новых порций погребенных вод из глин по мере уплотнения последних. В глине воды очень много - особенно вначале, в глинистой суспензии, - до 80% объема. А в сухих сланцеватых аргиллитах остается 4-5%. Этот

резерв вод не всегда в должной мере учитывается при расчетах баланса подземных вод и определении их роли в ходе миграции УВ.

Отжатая вода из глин со всеми разнообразными растворенными солями почти полностью переходит в выше- и нижележащие пористые породы. Тут надо иметь в виду два фактора: 1) минеральный состав глин, который влияет на отдачу воды (при прочих равных условиях каолинитовые и гидрослюдистые глины отдают воду быстрее, чем монтмориллонитовые); 2) соотношение глин и песков в разрезе. Маломощные песчаные пласты в глинистых толщах полностью зацементированы до степени сливных песчаников, а в средних частях мощных песчаных пачек при малом количестве глин в разрезе остаются свободные поровые пространства.

Характер осаждающихся из растворов минералов будет целиком и полностью определяться химическим составом и концентрацией солей в иловых, а затем в пластовых водах. Общая минерализация вод увеличивается с глубиной. Если у поверхности она равна сотням миллиграммов или нескольким граммам на литр, то на глубине около 2 км и более в некоторых водоносных горизонтах минерализация может достигать 150-200 г/л и больших значений. Часто на глубине фактически формируются уже рассолы, которые в виде растворов могут существовать только при повышенных давлениях и температурах. В результате повышения концентрации (или снижения температуры и давления) в осадок начинают выпадать труднорастворимые соединения. Из наиболее массовых прежде всего идет выпадение карбонатов, они переходят в состав цемента. В результате мы видим следы замещения глинистых минералов и даже зерен кварца, которые разъедаются карбонатным цементом. Можно говорить о подзоне карбонати- зации. В связи с уходом ионов С02*3 в пластовых водах начинают преобладать сульфат-ионы, дальнейшее повышение концентрации приводит к выпадению сульфатов, которые тоже входят в цемент. Здесь же высокую активность приобретает кремнезем, часто замещающий другие минералы. Таким образом, есть основания выделять подзону окварцевания. С уходом сульфатов воды приобретают хло- ридный облик. Такова генеральная схема изменения состава вод, но она часто нарушается проникновением инфильтрационных и глубинных вод и иными, часто противоположно направленными процессами.

Продукты преобразования некоторых обломочных минералов являются еще одним источником материала для цемента. К таким минералам относятся пироксены, амфиболы, биотит, некоторые плагиоклазы. По мнение А. Г. Коссовской, в области интенсивного погружения и быстрого накопления осадков большой мощности происходит разложение и "внутрислойное растворение” феми- ческих минералов (пироксенов, амфиболов, биотита). Освобождающиеся железо и марганец входят в состав хлорита, а кальций и другие 237

катионы образуют растворимые соли, способные участвовать в миграции. При разложении плагиоклазов происходит формирование цеолитов. Интересно, что в тех терригенных породах (например мезозойских в Лено-Вилюйской синеклизе), где в значительном количестве присутствует ломонтит (20-25%), основные и средние плагиоклазы отсутствуют. В связи с этим резко повышается относительное содержание кислых плагиоклазов (альбита). Кроме того, возникают новообразования альбита вследствие замещения средних и основных плагиоклазов. За счет полевых шпатов может происходить также возникновение эпидота.

Плотная упаковка зерен скелета всегда обеспечивает жесткий характер связей. При этом нагрузка передается от зерна к зерну в точках соприкосновения. В условиях больших давлений минералы начинают растворяться в этих местах (принцип Рикке), а в соседних участках растворившееся вещество будет осаждаться. Происходит перераспределение, микромиграция вещества; растворенные вещества, одинаковые по составу с зернами, наращивают их. Возникшие растворы оказывают влияние и на цемент. Например, образование серицита в глинистом цементе связано с воздействием растворов щелочей, образующихся при растворении на контактах зерен полевых шпатов, । на каолинитовые частицы. Щелочная среда способствует растворимо-1 сти многих минералов, в том числе кварца.

Большую роль в изменении глинистого цемента в песчаниках играют пластовые воды. В более проницаемых пластах под их воздействием процессы изменения идут боле активно. В проницаемых водоносных песчаниках цемент может изменяться от смешаннослойного и гидрослюдистого к хлоритовому, а потом каолинитовому, вначале несовершенной, а затем совершенной структуры. Каолинитизации способствует влияние продуктов разложения ОВ: угольная, гуминовые кислоты. В плохо проницаемых пластах и глинистых покрышках, сложенных минералами того же состава, этот процесс идет медленно или не идет вовсе.

Глинистые минералы различны по пластичности; наиболее пластичен монтмориллонит. Он же способен в большей степени разбухать и закупоривать поровое пространство. Примесь монтмориллонита сказывается очень сильно даже в малых количествах. При добавлении к чистому кварцевому песку с проницаемостью 5,3.16-12мкм2 5% монтмориллонита проницаемость снижается до0,85.10*13 мкм3.При добавлении 10% монтмориллонита песок становится практически непроницаем. Таким образом, наличие монтмориллонитового цемента - неблагоприятный фактор. Этот минерал также корродирует кварцевые зерна. Если же за счет гидрослюды возникает каолинит, как в вышеприведенном примере, то образуется некоторое избыточное количество кремнезема, часть которого идет на регенерацию зерен кварца, а 238

часть может быть вынесена, и пористость породы может увеличиться.

Перекристаллизация вещества цемента происходит из-за возрастания нагрузок и роста температуры при погружении. Этому способствует и меняющийся солевой состав вод. Наиболее существенной и глубокой перекристаллизация является в тех породах, цемент которых сложен веществами химического и биохимического происхождения (сульфаты, карбонаты, соли). Так как скорость кристаллизации в катагенезе невелика, что часто образуются крупные кристаллы, иногда правильной формы. При этом возникает пойкилитовый цемент, структура которого становится средне- и крупнокристаллической.

Существенное влияние на процессы цементации оказывает ОВ. Например, указанные преобразования глинистых минералов в порах коллекторов практически не происходят в тех случаях, когда глинистая масса пропитана ОВ, на глинистых частицах образуется как бы защитная пленка. Замечено, что в пласте-коллекторе, содержащем залежь нефти, процессы цементации значительно замедляются или даже прекращаются, продолжая развиваться за контуром и ниже подошвы залежи. Нефть, являющаяся диэлектриком, тормозит электрические процессы, обменные явления, во много раз замедляет вторичное изменение пород, и, таким образом, консервирует поровое пространство коллектора. По данным Б. К. Прошлякова (1974 г.), в разрезе Прикаспийской впадины на глубинах свыше 4000 м встречаются слабоуплотненные, пропитанные нефтью глинисто-алевритовые породы. Это явление как раз и объясняется "консервированием” порового пространства. Особенно интенсивные процессы цементации могут развиваться вблизи контакта нефть-вода, вследствие обменных реакций и развития микробиальных процессов. В связи с этим интересно отметить, что вследствие большей зацементированности пласта за пределами залежи нефть при перестройке структурного плана обычно не уходит из занятой ею ловушки - возникают висячие залежи на крыле складки и т. п.

Все указанные изменения приводят к тому, что с увеличением возраста пород и глубины погружения объем порового пространства в них в целом уменьшается (получается, что время как бы компенсирует степень погружения).

Породы с различной гранулометрической характеристикой изменяются неодинаково. Достаточно "чистые” хорошо отсортированные песчаные породы в меньшей степени изменяют свою пористость с возрастом и глубиной. В таких породах средняя величина уменьшения пористости при давлении 10 МПа составляет 1,5%, а при давлении около 150 МПа (6-10 км) - 6,2%. Наиболее интенсивное уменьшение пористости происходит в плохо отсортированных породах-коллекторах, особенно таких, как глинистые алевролиты. Снижение пористости

вследствие сжимаемости пород на одной и той же глубине проявляется в обломочных породах с глинистым цементом в значительно большей мере, чем в породах с кремнистым цементом. Имеет значение количество и распределение цемента.

Кроме необратимых изменений, которые приводят к уменьшению емкостных и фильтрационных свойств, в осадочных породах наблюдаются изменения временного характера, исчезающие после снятия нагрузки. Они обусловлены способностью минералов уменьшаться в объеме при возникновении одностороннего или всестороннего сжатия, и, наоборот, расширяться под воздействием упругих сил. В связи с этим у одной и той же породы объем пор может меняться: в условиях атмосферного давления он будет больше, в пластовых условиях на глубине - меньше. Вместе с пористостью изменяется и проницаемость, причем обычно в еще большей степени.

Горная порода подвергается действию так называемого эффективного давления, представляющего собой разность между геостатис- тическим и пластовым давлениями с поправкой на некоторый коэффициент: рэф « ргеост - прпл, п < 1 - коэффициент, находящийся в функциональной зависимости от состава пород. Для расчета эффективного давления, не превышающего значения 50 МПа, при исследовании пористых коллекторов с коэффициентом пористости порядка 20% и более величину л можно принять равной 0,85.

Коэффициент сжимаемости пород под действием эффективного давления экспериментально определялся многими исследователями. При этом были получены различные результаты. Некоторые авторы пришли к выводу, что упругая сжимаемость твердой фазы пород по сравнению с изменением общего объема пористой среды столь мала, что ею можно пренебречь. Другие ученые выявили, что существуют породы, заметно изменяющие под нагрузкой свои физические свойства и восстанавливающие их после снятия давления. При этом в породе не фиксируются или являются весьма мало заметными остаточные деформации. К таким породам относятся хорошо отсортированные кварцевые песчаники с малым содержанием (порядка 5-8%) зерен другого состава и с пленочно-контактовым цементом. В образцах подобных пород нижнемелового возраста в Восточном Предкавказье, отобранных с глубин 3200-3300 м, в процессе увеличения давления до 60 МПа пористость уменьшалась на 6-8% (открытая пористость в поверхностных условиях 14,5-26,9%), а проницаемость снижалась на 7,6%.

Во всех случаях проницаемость вкрест слоистости изменяется в большей степени, чем вдоль.

Изменения температуры не влияют на общий характер зависимости проницаемости от давления. Лишь в случае измерения по жидкости проницаемость увеличивается с повышением температуры, видимо, в силу уменьшения вязкости жидкости.

Явление сжимаемости некоторых разновидностей пород и изменения их физических свойств следует учитывать при подсчете запасов (вводя соответственно уменьшительную поправку в величину пористости) и при составлении схемы разработки месторождения.

К гранулярным коллекторам наиболее близки некоторые участки кор выветривания. Наибольшие притоки нефти были получены из кор выветривания гранитоидов и песчано-глинистых сланцев, наименьшее - зеленокаменных пород, глинистых сланцев и основных эффузивов. Формирование коллекторских свойств образований кор выветривания определяется не только составом исходных пород, но и палеоклима- тическими, тектоническими, геоморфологическими и другими факторами.

По преобладающим геохимическим процессам и минеральному составу в корах выветривания снизу вверх выделяются следующие зоны: дезинтеграции, выщелачивания и гидролиза. На крупнокристаллических полевошпатовых породах - гранитах, гранодиоритах, диоритах, габбро и гнейсах различного состава - большей частью развит сокращенный профиль выветривания, состоящий из двух зон: дезинтеграции и гидролиза. Изменение состава пород при выветривании обусловливает закономерное изменение их физических свойств. Неизмененные магматические и метаморфические породы имеют в основном межзерновую субкапиллярную и капиллярную пористость, измеряемую сотыми и тысячными долями процента. В зоне дезинтеграции пористость резко возрастает. Наибольшая открытая пористость образуется в зоне дезинтеграции крупнокристаллических магматических и метаморфических пород с повышенным содержанием кварца. Открытая пористость может достичь 10-15%. Пористость возрастает за счет появления весьма тонких извилистых трещин и полостей между зернами. Вдоль них происходит частичное растворение материала. Подобные трещины не могут еще обеспечить хорошую проницаемость.

При переходе породы в следующую зону - зону выщелачивания - параллельно с выносом водами отдельных соединений из минералов (поглощенного комплекса глин и др.) происходит увеличение размеров образовавшихся пустот; пористость увеличивается. Породы, прошедшие зону выщелачивания, характеризуются хорошими коллекторскими свойствами, особенно высокими в корах выветривания гранитоидов. Сохраняющиеся здесь зерна материнских пород, особенно кварца, образуют жесткий каркас. В дальнейшем, при накоплении вышележащих отложений, этот каркас оказывает сопротивление уплотнению. Пористость пород может превышать 20%.

В зоне гидролиза происходит глубокое преобразование минерального состава и структуры первичных пород. Основную массу пород слагают гидрослюды и каолинит. Мелкие зерна кварца и других сохранившихся минералов представляют собой реликты. Эти преимущест-

венно глинистые участки коры выветривания способны сильно уплот- ^ няться под давлением вышележащих пород. При уменьшении пористости и проницаемости глинистые разности превращаются в покрышки нижезалегающих коллекторов.

Даже при достаточно широком площадном развитии продукты кор выветривания часто отсутствуют в сводовых частях поднятий. Они наиболее полно развиты на крыльях и в прогибах между поднятиями, где могут образовывать литологические ловушки. Часто они создают единый резервуар с вышезалегающими более молодыми породами- коллекторами, особенно в том случае, если верхняя зона гидролиза отсутствует или развита слабо.

Возникновение вторичной пористости. Коллекторы на больших глубинах. Все перечисленные выше процессы определяют генеральную тенденцию снижения пористости пород с глубиной и повышения их плотности. Часто приходится наблюдать, что на глубинах 3,5-4 км пористость ничтожно мала. Однако отмечается все больше и больше случаев, когда на глубинах 6-8 км емкостные характеристики пород достаточно велики. Открытая пористость песчаников продуктивной толщи на площади Булла-море в Азербайджане составляет 15-18% на глубине более 6,2 км. Примерно такие же величины на шестикилометровых глубинах известны и на других морских площадях в пределах Апшеронского порога. В США в штатах Аризона и Техас вскрыты удовлетворительные коллекторы на глубинах 8 км. По-видимому, в подобных случаях можно говорить либо о сохранении удовлетворительных свойств при погружении на большие глубины, либо о формировании дополнительного нового пустотного пространства - вторичной пористости, что выражает процесс разуплотнения пород на глубине.

Возникновение или сохранение новой пористости на больших глубинах зависят от очень многих факторов, воздействие некоторых из них мы только начинаем раскрывать. Причины этих явлений связаны с обстановкой формирования осадков, с взаимовлиянием толщ, выполняющих осадочный бассейн, с различными литогенетическими процессами. Нам известна обстановка формирования достаточно отсортированных песков из окатанного материала на малых глубинах шельфа. В зависимости от состава (более мономинеральный или более полимиктовый) дальнейшее постседиментационное преобразование этих песков (и пористости в них) происходит с разной степенью интенсивности, химически разнородный материал более реакционноспособен, и преобразования в полимиктовых песчаниках идут активнее. Но в подавляющем большинстве случаев песчаные породы относительно мелководного происхождения изменяются и сильно цементируются уже на глубинах порядка 2,5-3 км. Исключением могут служить пески верхнего уровня лавинной седиментации (по А. П. Лисицыну), которая

происходила и происходит в дельтах и на склонах дельт (в аван- дельтах) крупных рек.

Вследствие больших скоростей осадконакопления песчаные слои быстро попадают на большие глубины, не испытав существенных литогенетических преобразований. В ряде случаев, видимо, так и обстояло дело при формировании отложений продуктивной толщи на Апшеронском пороге Каспийского моря, где в то время располагался внешний край палеодельты Волги. Быстрое погружение сопровождалось промыванием осадков струями воды с повышенной гидродинамикой, что обусловило вынос пелитового материала и улучшение структурной характеристики пород. Эти же факторы повышенной скорости накопления осадков и их лучшей степени промытости (отсортирован- ности) действуют и с приближением ко второму уровню лавинной седиментации на континентальном склоне и его подножии. Зерновые потоки в каньонах и троговых долинах континентального склона могут двигаться с весьма значительными скоростями, образующиеся при этом вытянутые тела песчаного материала с повышенной крупностью зерен приобретают высокие структурные характеристики (физическую зрелость). В какой-то степени это характерно и для отложений лопастей глубоководных конусов на континентальном подножии. При быстром захоронении все эти особенности сохраняются и в ходе погружения на большие глубины, при дальнейшем перекрытии более мелководными отложениями в случае проградационного наращивания континентальной окраины. Песчаные тела лопастей могут соединяться с песками питающего потока в каньоне и образовывать разветвленный, но достаточно обширный природный резервуар. Многие залежи в бассейнах Сакраменто и Сан-Хоакин в США связаны с отложениями подводных долин и конусов выноса. Пористость миоценовых песчаников, образовавшихся в таких условиях на глубинах в 3,6 км и более, составляет около 20%. Песчаные тела с жестким скелетом в разрезе в ряде случаев представляют так называемые седиментационные структурные формы.

Существенным фактором сохранения высоких коллекторских свойств является набор формаций в осадочном нефтегазоносном бассейне. Физические свойства различных толщ сильно отличаются по способности к уплотнению, фильтрационным характеристикам, теплопроводности и т. д. Большую роль играют толщи с высокой теплопроводностью, прежде всего соленосные и некоторые кремнистые. Они способствуют более ускоренному перераспределению тепла в породах осадочного бассейна, как бы ’’выводят” его с больших глубин вверх, выхолаживают эти глубины, или, как говорят, создают эффект холодильника. Влияние это достаточно заметно. Если при среднем геометрическом градиенте на глубине 5 км температура достигает примерно 150’С, то при наличии соленосной толщи в породах под ней на той же

глубине температура равняется примерно 100-110’С. Это различие очень большое, если учесть то, что температура для начала и полноты протекания химических реакций служит основным фактором. В связи с этим под нижнепермской соленосной толщей в Прикаспийской впадине пористость нижележащих пород составляет 20-23%, а проницаемость до 140'10 м. Мощные перекрывающие глинистые толщи, так же как и соленосные, оказывают существенное влияние на свойства подстилающих пород и в другом отношении: затрудняя отток образующихся продуктов химических реакций, они способствуют добавочному повышению давлений на глубине, вследствие чего могут создаваться зоны аномально высоких пластовых давлений - АВПД. Здесь проявляется механическое влияние флюидов, они как бы распирают пласты изнутри, сохраняя пустоты от сжатия. Кроме того, повышение давления, затрудненный уход образовавшихся продуктов замедляет и химические реакции. Пористость песчаников палеозойского возраста,; вскрытых Бийкжальской скважиной в Прикаспии в зоне АВПД на глу- бдинах от 5,3 до 5,5 км, составляет 9,6-13,5%, в то время как близкие по составу породы мезозоя в Аралсорской скважине на глубинах 4,15-4,2 км, где нет АВПД, характеризуются пористостью 8,7-11,5%.

Весьма разнообразно влияние литогенетических процессов на сохранение имеющейся пористости и создание вторичной. К сохранению первичных коллекторских свойств среди терригенных пород больше всего предрасположены средне- и крупнозернистые разности песчаников с малым содержанием цемента. При прочих равных условиях (однородность минерального состава, структуры) заметную роль играет толщина пластов-коллекторов. В мощных песчаных пластах (15-20 м) в центральных участках породы всегда имеют свободное поровое пространство, особенно если они залегают среди глин. Это объясняется тем, что выжимающиеся из глин растворы просачиваются в кровли и подошвы пластов и здесь из них выпадают вещества, которые цементируют и как бы бронируют внутренние части..

Вторичная пористость в обломочных отложениях наиболее часто представлена межзерновой пористостью и пустотами избирательного растворения и выноса материала некоторых компонентов породы, в том числе зерен. Образованию вторичной пористости способствует ряд факторов. Прежде всего это изменение общего характера среды (величина pH и др.), при котором отдельные минералы становятся неустойчивы. Это касается карбонатов и некоторых глинистых минералов. Зоны неустойчивости выделяются на разных глубинах в зависимости от гидрохимического и теплового режима. При средней напряженности теплового поля кальцит неустойчив на глубине около 3 км, при более интенсивной напряженности - на меньших глубинах. В зависимости от ситуации в конкретных бассейнах в соответствии с уровнем неустой-

чивости М. К. Калинко и Н. А. Минским в 1973 г. были выделены зоны оптимальных коллекторов.

Карбонаты и другие химически нестойкие минералы и обломки пород активно растворяются водами, обогащенными углекислотой и органическими кислотами. Растворы, содержащие органические кислоты, формируются главным образом при разложении ОВ и проникают в толщу пород сверху. Воды же, насыщенные COj, могут поступать и из глубоких частей земной коры и способствовать интенсивному формированию вторичной пористости на глубинах в несколько километров. Вторичная пористость возникает в той или иной степени, по-видимому постоянно. Те же дополнительные или обновленные поры, которые мы отличаем в нефтегазоносных коллекторах, образуются, а затем и сохраняются скорее всего лишь на определенных глубинах, чему есть несколько причин. Как уже указывалось выше, трансформация разбухающих глинистых минералов (смектитов) в неразбухающие (главным образом, иллит) является очень важной стороной преобразования осадочных пород. Освобождающаяся при трансформации связанная вода, переходящая в свободное состояние вследствие своей химической чистоты, обладает повышенной растворяющей способностью (агрессивностью). Проникая в коллектор, она принимает участие в растворении хемогенного (карбонатного, сульфатного и др.) цемента. Растворение цемента водой, выделившейся из глин, будет продолжаться до тех пор, пока эта вода не достигнет химического равновесия с водой, ранее бывшей в коллекторе.

Наиболее массовое превращение глинистых минералов (и выход воды) часто хорошо увязывается по глубине с главной зоной нефтеоб- разования. Характер переслаивания толщ при. этом также имеет определенное значение. Если глинистые свиты очень мощные (сотни метров, первые километры), то из центральных их частей освободившейся воде уйти сложно, она не будет принимать участие в преобразовании находящихся на далеком расстоянии песчано-алевритовых коллекторов, роль ее будет иной.

Другой основной действующий агент - углекислота, кроме верхней биогенной зоны, возникает также в массовом количестве при генерации нефти и в более глубоких горизонтах при термохимических преобразованиях параллельно с образованием метана. Формирование этих газов приводит к аномально высокому поровому давлению и, как следствие, микротрещиноватости, что создает дополнительные возможности перемещения углекислоты в природные резервуары. Повышение давления выше нормального приводит к увеличению растворимости кальцита, в условиях же нормального повышающегося давле-

ния кальцит может и не растворяться, так как повышающаяся с глубиной температура сильно понижает растворяющую способность COj. При возрастании концентрации углекислоты происходит также растворение полевых шпатов.

Приходящие в движение катионы щелочей и щелочноземельных элементов, а также кремнекислота частично выносятся, а частично идут на образование каолинита, иллита и хлорита. Возникновение тех или иных минералов зависит от концентрации COj, времени реакции, первичных минералов и начального состава воды. Следует предположить, что степень возрастания вторичной пористости пропорциональна количеству генерированных газов (в т. ч. СО2), а также количеству неустойчивых составляющих частей породы. Вследствие всего этого вторичная пористость наиболее активно может нарастать со времени начала главной фазы нефтеобразования и формироваться далее уже в глубинной зоне газообразования. Такое благоприятное сочетание во времени приводит к тому, что при условии формирования залежи все пустоты, в т.ч. вторичные, сразу заполняются в ловушке УВ, что гарантирует их сохранность. Углеводороды тормозят все процессы последующей цементации, сохраняют пористость. Влияние ОВ (нефти) и продуктов его преобразования в более мелких масштабах видно на водонефтяных контактах, где при взаимодействии нефти и воды идут различные процессы, в том числе образование С02 чему способствуют обитающие здесь бактерии. Все это приводит к растворению кальцита, других минералов на уровне и несколько выше контакта и к переотложению карбонатов и окисленных остатков нефти ниже его. Залежь как бы запечатывается снизу. При изменении структурного плана залежь остается в запечатанном объеме и положение ее может не соответствовать новой структурной форме, располагаться на крыле - "висячая залежь” и т. п. Если после структурных преобразований поступление УВ продолжается, то в пределах вновь сформированной залежи можно видеть следы ВНК предыдущих этапов.

Контрольные вопросы

Какие процессы преобразования в обломочных породах влияют на их коллекторские свойства?

Благодаря чему 'консервируется* поровое пространство в породах?

В чем различие геостатического и пластового давлений?

Каковы процессы формирования коллекторов в корах выветривания?

В чем причины возникновения вторичной пористости?

Каковы условия сохранения коллекторских свойств на больших глубинах?

Глава 16. КОЛЛЕКТОРЫ В КАРБОНАТНЫХ ПОГОДАХ

Карбонатные породы как коллекторы нефти и газа уверенно конкурируют с терригенными образованиями. По различным данным от 50 до 60% современных мировых запасов УВ приурочено к карбонатным образованиям. Среди них выделяются наилучшие по качеству коллекторы - рифовые сооружения,.с которыми связано почти 40% запасов УВ в капиталистических и развивающихся странах. Сейчас добыча нефти из известняков и доломитов составляет около половины мировой. Хотя максимальное число подобных залежей связано с палеозойскими отложениями, наиболее крупные месторождения, в том числе в рифах, открыты в мезозойских породах. Это прежде всего Ближний Восток с наиболее крупным в мире нефтяным месторождением Гхавар в Саудовской Аравии. В этом районе сосредоточено наибольшее количество нефти на планете преимущественно в карбонатных породах. Крупнейшие скопления в рифовых сооружениях мезозойского возраста открыты в южной части бассейна Мексиканского залива, здесь же получены и рекордные дебиты в десятки тысяч тонн в сутки. Можно отметить некоторую связь между развитием карбонатных коллекторов и усилением карбонатонакопления в геологической истории, что связано с общей цикличностью геотектонического развития и периодичностью осадкообразования.

Карбонатные коллекторы характеризуются весьма специфическими особенностями. Они отличаются крайней невыдержанностью, значительной изменчивостью свойств, что затрудняет их сопоставление. В них относительно легко происходят разнообразные диагенетические и катагенетические изменения. Фациальный облик известняков в большей мере, чем в обломочных породах, влияет на формирование коллекторских свойств. В минеральном отношении карбонатные породы менее разнообразны, чем обломочные, но по структурно-текстурным характеристикам имеют гораздо больше разновидностей. В процессе изучения коллекторских свойств карбонатных толщ многими авторами неоднократно подчеркивалась решающая роль генезиса отложений, гидродинамики среды карбонатообразования в заложении структуры пустотного пространства, которая может быть более или менее благоприятна для формирования коллекторов и определяет характер последующих преобразований.

В целом вторичные изменения (в том числе и тектонического порядка) больше сказываются на карбонатных коллекторах, чем на терригенных. Это связано с легкостью их растворения как на глубине, так и при перерывах в осадконакоплении, явлениями метасоматоза и большей эффективностью развития трещиноватости. Особенно велико

Таблица 15, Пустоты в карбовашых породах

По времени образования

Характер пустот

Первичные

Пустоты внутрираковинные и межраковинные; поры в обломочных и оолитовых известняках; трещины диагенетические

Вторичные, возникшие при:

катагенезе

Поры перекристаллизации; пустоты растворения (каверны, полости стилолитовых швов и пр.); трещины катагенетические, образующиеся при перекристаллизации, метасоматозе и т. п.

тектогенезе

Трещины тектонические

гипергенезе

Полости карста и пещеры, образовавшиеся при выветривании

влияние вторичных преобразований в породах с первично неоднородной структурой порового пространства (детритовые разности типа вакстоун, грейнстоун). Как показано К.И. Багринцевой (1979 г.), наибольшее значение для формирования высокой емкости и проницаемости имеют генетические черты карбонатных пород. На основе этого положения ею создана принципиальная классификационная схема карбонатных коллекторов, в которой величины пористости, проницаемости и коэффициенты флюидонасыщенности привязаны к генетическим и текстурно-структурным особенностям пород. По характеру постседиментационных преобразований карбонатные породы отличаются от терригенных, прежде всего это касается уплотнения. Остатки биогермов с самого начала представляют практически твердые образования и далее не уплотняются. Мелководные осадки из форменных элементов (обломков раковин) литифицируются в диагенезе очень быстро. Пористость несколько сокращается, но вместе с тем значительный объем порового пространства ’’консервируется”.

В карбонатных породах отмечаются все виды пустот (табл. 15). В зависимости от времени возникновения они могут быть первичными (седиментационными и диагенетическими) и вторичными (постдиагенетического происхождения). В органогенных карбонатных породах к первичным относятся пустоты внутрираковинные (в широком смысле - внутриформенные), реликтовые, а также межраковинные.

Созданию вторичных пустот способствуют процессы растворения (выщелачивания), перекристаллизации, метасоматоза (в основном доломитизации и раздоломичивания), стилолитизации, образования трещин. Те или иные процессы сказываются по-разному в зависимости от генетического типа породы.

Перерывы в осадконакоплении, имеющие региональное значение с выводом отложений на поверхность, играют большую роль при формировании зон высокоемких коллекторов.

Под поверхностью размывов и несогласий в массивах карбонатных пород часто можно встретить закарстованные зоны, связанные с выветриванием и выщелачиванием. В пределах нефтяных месторождений к этим зонам приурочены высокопродуктивные горизонты. Вдоль трещиноватых зон растворение происходит до больших глубин, в Камском Приуралье оно отмечается на глубинах до 1,0 км.

Среди карстовых явлений следует отметить некоторые особые случаи, имеющие локальное и региональное значения. Одним из примеров подобных явлений служит хемобиогенная коррозия, проявляющаяся в случае развития микрофлоры на ВПК, которая создает кислую среду, повышает ее агрессивность и способствует растворению карбонатов. Другим примером является развитие карста под влиянием углекислоты, образующейся при разрушении нефтяной залежи. В обоих случаях переотложение растворенного карбоната кальция ниже подошвы залежи приводит к изоляции последней от остальной части пласта.

Особую проблему представляет развитие глубинного карста (гипокарста). Это явление связывают с различными процессами, при которых в глубинных зонах осадочного чехла происходит хотя бы кратковременное раскрытие трещин, в результате чего увеличивается поступление СО2 с глубин и, как следствие, развивается глубинный карст с образованием коллекторов. Очевидно, на развитие гипокарста влияет и достижение состояния неустойчивости кальцита при погружении (о чем говорилось в предыдущей главе).

В пределах основных генетических групп карбонатных пород можно выделить определенные структурные разности пустот. Среди биоморфных разностей органогенных известняков, например, в рифах нижнепермского возраста в Предуралье, развиты внутрираковинные и межраковинные пустоты.

В рифах выделяются "ситчатые” известняки с пористостью (пустот- ностью) до 60%, сложенные кораллами, мшанками, брахиоподами (см. рис. 36), ’’губчатые” крупнодетритовые известняки (с пористостью 40- 45%), часто кавернозные и малопористые известняки с отдельными порами и кавернами, чаще всего выщелачивания. Все разновидности известняков выделяются внутри рифового массива. Ситчатые и губчатые группируются в зоны повышенной пористости. Образование ее в этих зонах часто связано с выведением пород на поверхность и выветриванием. Дебиты скважин в разных частях рифов резко различаются.

Среди фитогенных известняков выделяются строматолиты, имеющие широкое развитие в породах кембрийского, вендского и рифейс- кого возраста. Скелетные остатки этих организмов имеют пустоты и могут быть коллекторами.

Органогенно-обломочные известняки, как правило, всегда сцементированы и обладают меньшими емкостными возможностями по сравнению с биоморфными разностями. Пустоты (поры) органогенно-

Рис. 61. Пустоты и мелкие каверны вдоль стилолитового шва в известняке (увел. 24, николи +)

обломочных пород называются межагрегатными, так как внутренняя структура составных частей этих пород различна.

Хемогенные породы по особенностям структур пустот подразделяются на три группы.

В оолитовых породах различается пористое пространство межоолитовое, трещины сокращения между и внутри концентров оолитов и, наконец, отрицательно-оолитовые пустоты, образующиеся при выщелачивании оолитов.

В кристаллических (зернистых) известняках структура порового пространства (в случае растворения) межзерновая и кавернозная.

Пелитоморфные известняки обычно обладают повышенной трещиноватостью по сравнению с другими типами карбонатных пород. В них же наиболее часто развиты стилолитовые швы. Обычно можно видеть все переходы от самых ранних стадий - зародышей и сутурных швов к типичным стилолитам. Образование стилолитов связано с неравномерным растворением под давлением. Глинистая корочка на поверхности стилолитовых швов представляет нерастворимый остаток породы. Часто горизонты развития стилолитов являются наиболее продуктивными в разрезе. Они проницаемы, за счет вымывания глинистых корочек может образоваться зияющая пустота (рис. 61).

Обломочные карбонатные породы в структурном отношении отличаются от перечисленных групп. В принципе они сходны с обычными кластическими породами, но по характеру преобразований тяготеют к известнякам.

Из числа вторичных процессов важнейшее значение имеют цементация, перекристаллизация, доломитизация, выщелачивание, кальци- тизация, сульфатизация. Цементация может начаться очень рано и происходить быстро, как это было хорошо видно на примере бич-рока Гавайских островов. Кальцитовый цемент выкристаллизовывается из морской воды, заливающей пляж, и за счет частичного растворения

нестойких минералов. Пляжный карбонатный песок может отвердевать за несколько дней. Подобная почти мгновенная литификация происходила и в прошлые времена. Дальнейшая судьба оставшихся в каркасе такого ’’литификата” пустот может быть различна. При перекристаллизации происходит существенное изменение структуры и текстуры пород. В целом этот процесс направлен в сторону увеличения размеров кристаллов. Если при перекристаллизации часть вещества выносится, пористость возрастает. Наибольшей вторичной пористостью обладают неравномерно перекристаллизованные породы. Рост крупных кристаллов способствует образованию микротрещин.

Наиболее эффективное влияние на формирование вторичной пус- тотности оказывают выщелачивание и метасоматоз (в основном доломитизация). Растворение при выщелачивании проявляется по-разному в зависимости от большей или меньшей дисперсности слагающих породу частиц. Тонкодисперсные компоненты сильнее подвержены этому процессу. Растворимость также зависит от состава минералов и вод: арагонит растворяется лучше, чем кальцит, сульфатные воды более активно растворяют доломит и т. п. Анализ изменения фильтрационно-емкостных параметров, определяемых в том числе и выщелачиванием, устанавливает их весьма отчетливую связь со структурногенетическими типами пород. Хорошим примером в этом отношении является крупный рифовый массив раннепермского и каменноугольного возраста, расположенный в северной бортовой части Прикаспийской впадины.

Месторождение Карачаганак находится под соленосной кунгурской толщей на глубинах от 3750 до 5400 м. В продуктивной толще преимущественным развитием пользуются биогермные и биоморфно- детритовые известняки. В меньшей степени развиты хемогенные и органогенно-обломочные разности, присутствуют доломиты, как продукты замещения известняков. По фациальной принадлежности различаются породы ядра биогерма, склоновых фаций, внутририфовой лагуны и шлейфовые отложения. Это обычная схема строения всех рифовых массивов. Наилучшими коллекторскими свойствами обладают породы ядер биогермов, а также отложения склоновой фации раннекаменноугольного возраста, залегающие уже на глубине порядка 4,8-4,9 км. Для них характерны значения пористости от 10 до 23% и проницаемости (КЮ-гЗООУКУ^м2. Такие высокие свойства на больших глубинах определяются тем, что широко развитые процессы растворения привели к формированию линзовидных крупнопористых зон с унаследованной кавернозностью. Аналогичные рифовые и предрифо- вые фации меловых отложений в Мексике в зоне Ла-Реформа являются основой для формирования хороших коллекторов с пористостью от 14 до 26% и проницаемостью в десятые доли квадратного микрометра. Унаследованное выщелачивание в рифогенных известняках К. И. Баг-

100

Рис. 62. Распределение коллекторов различных типов в рифовом массиве месторождения Карачаганак (по К. И. Багринцевой и др.).

Типы коллекторов:

1 — каверново-поровый, 2 — поровый, 3 — сложный (порово-трещинный, трещинно-поровый, трещинный; фациальные зоны: 4 — биогермная постройка, 5 — внутренняя лагуна; отложения: 6 — склоновые; 7 — шлейфовые, 8 — соль, 9 — ангидриты, 10 — глинистые

ринцева относит к числу главных факторов формирования коллекторских свойств. Распределение фациальных зон и типов коллекторов Карачаганакского месторождения иллюстрируется на рис. 62.

Доломитизация (и обратный процесс раздоломичивания) является одним из ведущих факторов при формировании коллекторов. На образование доломита влияет соотношение в воде магния и кальция и общая величина солености. При более высокой концентрации солей требуется и большее количество растворенного магния. В процессе диагенеза доломит возникает за счет своих предшественников, таких, как магнезиальный кальцит. Первичная диагенетическая доломитизация не имеет существенного значения для формирования коллекторских свойств. Метасоматическая доломитизация в катагенезе более важна для преобразования коллекторов. Для доломитообразования необходимо поступление магния. Источники его могут быть различны. Одним из главных являются рассолы, связанные с соленосными толщами. Действительно, на примере Припятского прогиба можно видеть, что между составом рассолов и интенсивностью вторичной доломитизации устанавливается достаточно отчетливая зависимость. В тех стратиграфических зонах, где девонские карбонатные породы наиболее сильно доломитизированы, содержание магния в рассолах резко падает, он использовался для образования доломита. При катагенети- ческих процессах в условиях повышенных температур растворы теряют свой магний, обменивая его на кальций вмещающих пород, как следует из хорошо известных реакций Гайдингера и Мариньяка. Например, по Мариньяку:

2CaC0 s^/MgCl 2(p=pj CaMg(CO3)2(IBjbCaCl 2(р=р)-

При этом происходит уменьшение объема, занятого доломитом, по отношению к объему кальцита; 2 моля исходного кальцита занимают объем 73,8 см3, а 1 моль образовавшегося доломита - 64,8 см3. При катагенетической доломитизации особенно заметно увеличение по-* ристости, так как процесс идет в породе с жестким скелетом, которая трудно поддается уплотнению. Общий объем породы сохраняется, а пустотность в ней за счет доломитизации повышается.

Обратный процесс раздоломичивания (дедоломитизации) особенно распространен в приповерхностных условиях. Наиболее активно он проходит в разрезах, где доломиты содержат прослои сульфатов. При просачивании вод магний доломитов в растворах соединяется с ради- калом$О2"и выносится в виде легко растворимого MgSO4. Происходит увеличение пористости пород. Образование кальцита по более плотным кристаллам доломита также способствует возникновению микротрещиноватости.

Но перенос сульфатов водами нередко приводит и к противоположным результатам с точки зрения качества коллекторов. Легко растворимый CaSO4 также легко выпадает в осадок и запечатывает поры. Так же может влиять и кальцитизация, которая часто выражается в наращивании регенерационных каемок и сужении порового пространства.

Подсчет запасов УВ в карбонатных коллекторах выдвигает важнейшую проблему их классификации. В одних схемах по аналогии с терригенными они рассматриваются как поровые, в других акцент делается на трещины, в чем сказывается двойственность формирования пустрт. Это учтено в классификации К.И. Багринцевой (1979 г.), которая рассматривается ниже.

Контрольные вопросы

В чем состоят специфические особенности карбонатных коллекторов?

В чем особенность характера пустот в карбонатных породах?

Каково влияние вторичных процессов на коллекторские свойства карбонатных пород?

Глава 17. ТТЕЩИНОВАТОСТЬ ПОРОД И ТРЕЩИННЫЕ КОЛЛЕКТОРЫ

Трещины - это разрывы сплошности горных пород без смещения. Термин трещиноватость имеет собирательное значение и характеризует общую рассеченность горных пород трещинами. Трещины широко и повсеместно развиты во всех разновидностях горных пород. Среди коллекторов нефти и газа наиболее трещиноватыми 253

Таблица 16. Основные виды трещин в осадочных горных породах

Литогенетические

Тектонические

Диагенетические

Катагенети- ческие

Гипергенетические

Возникшие при

уплотнении, кристаллизации, обезвоживании и старении коллоидов

перекристаллизации, выделении меж* слоевых вод, метасоматозе

выветривании, бортовом отпоре

калебатель- ных движениях (эпей- роклазы)

складкообразовательных движениях и кливаже (пироклазы)

дизъюнктивных нарушениях (диаклазы)

являются карбонатные породы, хотя в глинистых, кремнистых и других типах трещины имеют также большое значение.

По времени образования различают трещины первичные, связанные по своему происхождению со стадиями диагенеза (в частности с процессами уплотнения, кристаллизации вещества, обезвоживания), и вторичные, возникновение которых обусловлено различными процессами катагенеза, метагенеза, гипергенеза и тектоническими напряжениями. Разновидности трещин можно свести в следующую таблицу (табл. 16.).

Тектонические трещины образуют наиболее отчетливо выраженные системы. Ориентировка и распространение литогенетических трещин самая разнообразная: раздваиваются, ветвятся, изгибаются. Чаще они встречаются в тонкозернистых породах, которые при уплотнении обезвоживаются больше, чем другие. На границах пластов разного состава литогенетические трещины ориентированы часто согласно их поверхности, что отражает также некоторый послойный срыв при разной степени уплотнения. Литогенетические трещины приспосабливаются к мелким конкрециям, центрам кристаллизации, огибают разные включения, поэтому поверхность их стенок шероховатая, бугристая. Распространение их ограничивается одним пластом и в других слоях они не прослеживаются. Большое число литогенетических трещин возникает в породах; образование трещин тесно связано с переформированием коллоидных систем. При старении коллоидов, в процессе выделения воды в них появляются трещины.

В числе катагенетических интересными являются мельчайшие трещины, образующиеся при микрогидроразрывах в глинистых породах в процессе выделения связанных межслоевых вод. Многие авторы увязывают по генезису трещины и стилолитовые, сутурные швы. Действительно, часто одни переходят в другие, но бывает, что они и пересекаются, и являются разновозрастными. Тектонические трещи- 254

ны более прямолинейны (могут рассекать породы независимо от их текстурно-структурных особенностей), поверхности их стенок более гладкие. Трещиноватость породы в ненарушенном состоянии может не проявляться явно, места будущих трещин как бы запрограммированы в породе, и эти возможности реализуются при малейшем дополнительном напряжении, сдвиге или даже под влиянием давления проникающих флюидов. Скрытая трещиноватость обычно проявляется при раскалывании пород.

По размерам, протяженности, раскрытию выделяется много категорий трещин. При всем разнообразии большинство авторов выделяет две основные категории: микро- и макротрещины. Границу между ними проводят по величине 0,1 мм. К. И. Багринцева дает несколько другие параметры, ее классификация микротрещин по величине раскрытости следующая: очень узкие - 0,001-0,01 мм; узкие - 0,01 - 0,05; широкие - 0,5-0,1; очень широкие - 0,1-0,5 мм. Микротрещины изучаются в шлифах и пришлифовках, лучше ориентированных по странам света. Макротрещины изучаются в поле или в керне.

Очень важным обстоятельством является масштабность трещиноватости. Если рассматривать только лишь макротрещины, то масштаб их проявления оказывается весьма различным. Часто трещины образуют свою систему только в пределах одного пласта и не переходят в соседние. Но в то же время в пределах какой-либо геологической структуры они, находясь на разных пластах, концентрируются на фоне этой структуры в определенные зоны. Поднимаясь на еще более высокий уровень, мы можем выделять зоны повышенной трещиноватости в пределах целого региона, например, на аэрофотоснимках. И, наконец, существуют планетарные зоны трещиноватости, которые входят в состав весьма протяженных линеаментов, дешифрируемых на космических снимках. Это важное обстоятельство необходимо использовать при региональных работах, так как зоны повышенной трещиноватости обычно прослеживаются в глубь осадочного чехла. Имеющийся опыт показывает, что можно использовать для выявления зон повышенной трещиноватости на глубине и геофизические данные: резкие изменения ускорения свободного падения - высокоградиентные зоны, выделяющиеся по перепадам скоростей распространения упругих волн.

Возможности трещинообразования в породах проявляются при деформациях. Деформация зависит от направления приложения сил, анизотропии твердого тела, длительности действия силы. Деформации могут быть однородные (сжатие и растяжение) и неоднородные (изгиб и кручение), кроме того, они разделяются на упругие и пластические. Предел упругости у горных пород сравнительно низкий, и при переходе через него пластические деформации приводят к необратимым изменениям формы и объема тела.

Способность пород выдерживать пластическую деформацию без разрушения определяется их пластическими свойствами. Породы с малой пластичностью являются хрупкими. Существует определенная обратная зависимость между пластичностью, которую можно измерить, и способностью к растрескиванию. Выделяются высокопластичные породы (соль, слабоуплотненные глины), пластичные (гипсы, алевритовые глины, некоторые мергели), малопластичные (известняки, доломиты, аргиллиты), непластичные (кремнистые и окремненные породы). Следует заметить, что на степень упругости и пластичности влияют окружающие условия. Карбонатные породы, насыщенные водой и углекислотой, легче поддаются пластическим деформациям. Предел прочности мелкокристаллического известняка на скалывание при атмосферном давлении 260 МПа, а при геостатическом давлении на глубине 5-6 км повышается почти в 5 раз. Трещины, которые создаются при растяжении и изгибе, значительно увеличивают пустотное пространство. Степень пластичности (или хрупкости), а также толщина пласта влияют на характер деформации. Если пластичный материал растягивается и утоняется, то хрупкий разделяется на куски (блоки) трещинами отрыва или скалывания. Отмечается связь размеров блоков с прочностью породы и толщиной слоев. По данным И. В. Кириллова (1964 г.), в палеогеновых песчаниках на южном склоне Кавказа отмечается следующая зависимость между мощностью слоев и расстояниями между трещинами:

Мощность слоя, м 0,030,050,10,250,30,4

Расстояние между трещинами, м 0,04-0,1 0,05-0,2 0,1-0,30,2-0,40,4-0,80,4-0,6

Степень трещиноватости находится в зависимости от литологического состава. В глинистых, кремнистых известняках и мергелях трещиноватость повышена по сравнению с чистыми известняками. Среди известняков трещиноватость наиболее высокая в доломитизи- рованных и тонкозернистых разностях.

По расположению трещин относительно залегания слоев выделяются перпендикулярные, параллельные и наклонные к слоистости. По отношению к вытянутым структурным формам трещины могут быть продольными, поперечными и косыми, ориентированными под каким-то углом к направлению простирания и падения. На куполовидных структурах (или на периклиналях) можно выделять радиальные и концентрические трещины. Механизм образования трещин при складкообразовании изучен экспериментально и в ряде случаев рассчитан математически. Один их характерных примеров возникновения трещин показан на рис. 63. При боковом сжатии и образовании антиклинали она обычно растягивается по длинной оси.

По направлению, ориентировке, отношению к пластам и пачкам, времени возникновения трещины объединяются в системы. Последние чаще всего различаются по своей практической эффективности. В каждой системе различают густоту и плотность трещин в объеме.

Густота (Г) определяется как отношение числа трещин данной системы к единице длины линии, перпендикулярной к стенкам этих трещин. Густота может быть различна для разных систем трещин. Расстояния меду трещинами одной системы, как правило, выдерживаются.

Плотность (П), или объемная плотность, является суммарным количеством всех трещин в данном объеме. При подсчете на плоскости (в обнажении, в шлифе) можно получить площадную (поверхностную плотность, например, без учета трещин, параллельных напластованию. Раскрытость трещин можно определять как среднее между самыми широкими и самыми узкими участками. Хотя фильтрацию ограничивают самые узкие участки, флюиды могут обтекать их и по более широким зонам.

Густота, раскрытость трещин, коэффициенты пустотности и фильтрации тесно связаны с вещественным составом, степенью вторичной измененности. К. И. Багринцева (1979 г.) приводит количественные характеристики трещин в известняках различных структурно-генетических типов. Минимальные значения поверхностной плотности трещин отмечаются в биоморфных разностях - 0,01-0,5 см/сь? при средней раскрытости трещин 10-70 мкм. Для известняков комковатой структуры характерна более высокая величина поверхностной плотности - 0,3-0,8 см/сь? при средней раскрытости 5-40 мкм. Максимальными значениями поверхностной плотности отличаются микрозернис- тые известняки - 3,1 см/сь? при раскрытости от 25 до 60 мкм.

Анализ выполнения трещин имеет чрезвычайно большое значение. Выполнение бывает полным и неполным, а также может различаться 9-Ю. Бурлим и др. 257

по составу выполняющего трещину вещества: минеральное (кварц, кальцит, сера и др., особенно выделяется глинистое), органическое (битумоиды, нафтиды), смешанное. Среди трещин с ОВ выделяются чернобитумные (нафтид сильно изменен и не люминесцирует).

Внимательно следует относиться к трещинам, заполненным полностью или частично глинистым веществом. Глинистые минералы обычно распределяются вдоль стенок, образуя своеобразные пленки, или следуют узкими четко видными (в разрезе) полосками в центральных частях трещин.

При расчете фильтрации по микротрещинам, заполненным неизмененной глиной, нужно, по-видимому, учитывать всю их ширину, так как глинистое вещество на глубине может находиться в состоянии коллоидного раствора и перемещаться вместе с нефтью. Доказательством этого является то, что глины в трещинах часто пропитаны биту- моидами.

По взаимной пересеченности (и смещению) устанавливаются трещины различных генераций. Выделять их помогает выполнение трещин. Можно предложить следующую общую схему последовательности генерации трещин в зависимости от их выполнения:

а) минеральное (кварц, карбонаты, сульфаты и др., кроме глин); б) чернобитумное (вещество не люминесцирует); в) глинистое; г) выполненные люминесцирующим битумоидом или нафтидом; д) люмине- сцирующее.

Установление последовательности образования трещин с учетом их выполнения в совокупности с общегеологическими данными дает возможность реконструировать гидродинамический и гидрохимический режимы на различных этапах геологической истории, что важно для выяснения процессов формирования залежей нефти. Данные о минеральном составе выполнения трещин позволяют также правильно выбрать химреагенты, которые закачиваются в скважину для повышения нефтеотдачи.

Влияние трещиноватости на проницаемость пород весьма значительно. Трещиноватость чаще всего составляет первые проценты общего объема пустот, но при относительной простоте структуры обеспечивает высокую фильтрацию. На месторождении Месджеде-Со- лейман в Иране, где известняки свиты асмари низкопористые, повышенная трещиноватость обеспечивает большие притоки нефти в скважинах. То же можно сказать про большое месторождение Лак в Аквитанском бассейне Франции, где в низкопористых известняках мезозоя единая система трещиноватости определяет существование залежи высотой более 500 м и хорошую устойчивую продуктивность скважин. В этом и проявляется, как уже упоминалось в предыдущем разделе, сложный двойственный характер трещинных коллекторов вообще и, в частности, в карбонатных отложениях.

Коллекторские свойства основной массы породы (матрицы), не затронутой трещинами, могут быть очень низкими (особенно проницаемость), но трещины дают возможность флюидам выйти из этой матрицы и дальнейшая фильтрация происходит уже значительно эффективнее. В целом такая система представляет механизм как бы двуступенчатой фильтрации, которая с учетом взаимозаменяемости флюидов в матрицах и в трещинах может быть и двухфазной. Вода из более широких трещин поступает в более тонкие капиллярные поры матрицы и вытесняет оттуда нефть - возникает механизм противоточной капиллярной пропитки. Общую оценку такого коллектора следует давать по нефтеотдаче, которая зависит от структуры порового пространства блоков матрицы породы, от поверхностных свойств пород (гидрофильности, гидрофобности, густоты и раскрытия трещин и др.). Отмечено в ряде случаев, что даже разный режим разработки залежи влияет на получение из таких коллекторов преимущественно либо нефти, либо воды.

Карбонатные породы отличаются особенно сложной структурой пустот. Каждый структурно-генетический тип характеризуется своим строением порового пространства, неравномерное растворение и цементация вновь образованным кальцитом и сульфатами еще больше осложняют обстановку, разделяют единый массив на отдельные блоки, и только трещины различной генерации увязывают все это в единую гидродинамическую систему. Преимущественное развитие трещиноватости происходит в разностях пород с низкими значениями первичной пористости. Перечисленные особенности хорошо видны на примере Оренбургского газоконденсатного месторождения. Основная продуктивная толща здесь представлена карбонатными породами средне- и позднекаменноугольного возраста и ранней перми толщиной более 500 м. Слагается она биоморфными (фораминиферовыми) и детритовыми известняками. Между пачками этих пород залегают известняки микрозернистые и сгустковые. Коллекторы порового типа соединяются между собой в единый резервуар трещинными зонами в микро- зернистых известняках. Внутри биоморфных пачек выделяются вторично измененные более рыхлые разности. В биоморфных известняках отмечены и наиболее высокие величины пористости - до 25% и проницаемости - 100* 10*15 м2.

Изменение емкостных и фильтрационных характеристик, так же как и трещиноватости карбонатных пород, с глубиной носит сложный характер. Зависит это от перемены тектонического режима, который влияет на всю обстановку. Ухудшение свойств вследствие зацементи- рованности может смениться вновь существенным улучшением за счет глубинного выщелачивания и образования трещин, что связано между собой. Поэтому коллекторы с хорошими свойствами известны на глубинах 5-6 км. Таковы карбонатные коллекторы на морских месторож-

дениях Среднего Востока, толщи подсолевых карбонатов в Прикаспийской впадине.

Методы исследования трещиноватости. Для изучения трещиноватости пород в связи с их коллекторскими свойствами используют геологические методы исследования: 1) морфометрический; 2) макроскопический полевой (изучение трещиноватости горных пород в керне и обнажениях); 3) лабораторное изучение трещиноватости в шлифах, пришлифованных кубиках и т. д. Кроме того, существуют геофизические и гидрогеологические методы. Комплекс методов позволяет использовать сильные стороны каждого из них, выяснить основные закономерности распределения трещин разного масштаба, их взаимоотношение и дает возможность выделить в разрезе пачки пород, которые могут рассматриваться как коллекторы нефти и газа.

Морфометрический метод применяется для исследования мегатрещиноватости. В основу методики положено изучение спрямленных участков гидросети, без учета их относительного порядка и рельефа, на физических (топографических) картах различного масштаба (чаще 1:50 000 и 1:100 000), аэрофотоснимках и фотографиях, сделанных с искусственных спутников Земли.

Изучение спрямленных участков дает дополнительные данные для познания тектонических особенностей территории, определения направления зон повышенной трещиноватости. Результаты изучения изображаются в виде радиальных роз-диаграмм. Строятся специальные карты основных направлений мегатрещиноватости (рис. 64).

Построение таких карт производится следующим образом: на топографической карте (аэрофотоснимке или снимке, сделанном со спутника) выделяются спрямленные участки речных долин и рельефа, при этом коэффициент извилистости (отношение длины долины с учетом изгибов к длине спрямленной линии) не должен превышать 1,20, затем замеряются азимут направления (простирания) и длина спрямленных участков.

Описание макротрещиноватости пород в обнажениях проводится параллельно с послойным изучением разреза на так называемых станциях наблюдения трещиноватости. Для наиболее полного и объективного описания трещиноватости наблюдения ведутся в обнажениях на трех взаимно перпендикулярных плоскостях. Размеры (станции наблюдения) в зависимости от характера обнаженности могут быть различными, но так как плотность рассчитывается на 1 м3 породы, то это не имеет существенного значения.

Характер изменения трещиноватости по разрезу очень хорошо читается при нанесении густоты и плотности трещин на колонку. Возможно также построение карт макро- и мегатрещиноватости и карт изменения плотности трещин по площади. В некоторых случаях возможны вышеуказанные построения для отдельных систем трещин.

G

Рис. 64. Схема интенсивности и розы-диаграммы трещиноватости

Изучение коллекторских свойств горных пород по керну ограничено тем, что трудно ориентировать образцы относительно стран света, объем керна весьма мал и выход его обычно незначительный, особенно в зонах повышенной трещиноватости. Однако и в этих условиях при тщательном его изучении удается выделить горизонты с относительно повышенной трещиноватостью.

При изучении трещиноватости пород в керне необходимо наряду с послойным литологическим описанием, где особое внимание обращается на текстурные и структурные особенности пород, делать зарисовки трещин, подсчитывать их количество, измерять раскрытость (ширину), тщательно описывать характер выполнения трещин, вести морфологические описания. Особенно удобно это делать на выпиленном ориентированном кубике (рис. 65). Метод количественной оценки трещиноватости горных пород по керну основан на определении удельной поверхности трещин - суммарной площади поверхностей трещин, приходящихся на единицу объема породы. От этого параметра можно перейти к трещинной проницаемости и емкости (пористости):

к^л- 4,2. IO'® 5удЬ3,

кп.=1/2-10-55удЬ,

где fcnp т - трещинная проницаемость, мкм2; кп т - трещинная емкость

Рис. 65. Выпиленный кубик трещиноватой породы и развертка его сторонРис. 65. Выпиленный кубик трещиноватой породы и развертка его сторон

Рис. 65. Выпиленный кубик трещиноватой породы и развертка его сторон

Рис. 65. Выпиленный кубик трещиноватой породы и развертка его сторон

(пористость), %; 5уд- удельная поверхность трещин, м2/м3; b - раскры- тость трещин, мкм.

Изучение трещиноватости горных пород в лабораторных условиях. К этой категории относится несколько методов.

Микроскопический метод разработан во ВНИГРИ под руководством Е. М. Смехова и Л. П. Гмид. Из образцов, отобранных в обнажении или из керна, изготавливаются прозрачные шлифы выше стандартного размера. В случае отбора из обнажений- на шлифах должна быть обозначена ориентировка по странам света. В процессе изучения больших шлифов определяются следующие показатели: ширина (раскрытость) трещин Ь, мкм; суммарная длина следов трещин /, мм; площадь шлифа S, мм2. По полученным данным производится подсчет параметров трещиноватости - трещинной емкости кпл, %; трещинной проницаемости кпрл» мкм2; густоты трещин Г по формулам, предложенным Е.С. Роммом:

кплЧЫ)/8; k^A/S; Г=1,57(//5),

где А - численный коэффициент, зависящий от геометрии систем трещин в породе. При определении трещинной емкости для наиболее распространенных случаев используют расчетную величину км =0,1 х х (Ы)/5, %. Для коэффициента проницаемости значения А для разных вариантов следующие: одна система горизонтальных трещин - 0,0342, две взаимно перпендикулярные системы - 0,0171, три взаимно перпендикулярные системы - 0,0228, хаотическое распределение трещин - 0,0171.

В случае, если площадь шлифа пересекает все системы трещин, по которым осуществляется фильтрация, значение коэффициента А принимают за 0,85.

Капиллярный или люминесцентный метод, разработанный К. И. Ба- гринцевой, основан на физическом явлении капиллярной пропитки, сорбции. В индикаторные жидкости, проникающие в трещины, добавляются люминофоры. Освещение ультрафиолетовым светом помогает выявлять эти трещины. Наилучший эффект для карбонатных пород дает люминифор нориол-А в смеси с керосином и бензином, он люми- несцирует в желто-зеленых тонах. После удаления избытков смеси с поверхностей образца (обычно в виде кубика) производят напыление тонкого сухого сорбента. "Вытягивание” люминофора на поверхность кубика с помощью сорбента значительно увеличивает эффект ярко-зеленого свечения. Излишки порошкового сорбента счищаются с поверхности образца. После фотографирования всех шести граней кубика делается фотография общего вида. Верхняя грань и нижняя грани параллельны напластованию или перпендикулярны к оси керна; боковые грани перпендикулярны к ним. Образец кубической формы дает возможность получить объемную характеристику трещинных систем. Вместе с тем люминофоры заполняют и "высвечивают” и другие сообщающиеся в породе пустоты.

Геофизические методы исследования. При поисках, разведке и разработке месторождений нефти и газа в карбонатных породах перед геологами стоят сложные задачи. Необходимо выделить в разрезах скважин интервалы, представленные коллекторами различных типов (трещинных, кавернозных, поровых и смешанных), а также дать промышленную оценку выделенных коллекторских интервалов. Достоверный ответ может быть получен лишь в результате комплексного анализа с привлечением данных бурения, опробования и геофизических исследований скважин.

Существуют надежные признаки того, что вскрыты трещинные и трещинно-кавернозные коллекторы: 1) катастрофические поглощения бурового раствора в процессе бурения, иногда с полной потерей циркуляции раствора, провалы бурового инструмента; 2) превышение значений пористости, определенной по данным НГК, над пористостью, полученной по представительному керну в одних и тех же интервалах; 3) превышение значений пористости, определенной по удельному сопротивлению пластов, над пористостью, полученной по данным НГК; 4) расхождение показаний метода бокового каротажа (БК) при работе методом двух растворов (замеры до и после замены соленого раствора на пресный); 5) расхождение показаний одного и того же метода (например, БКЗ) при замерах, произведенных сразу после вскрытия интервала и через некоторое время, достаточное для формирования зоны проникновения фильтрата раствора в пласт (методика временных исследований).

Эта методика особенно результативна в случае трещинно-кавернозных карбонатных коллекторов, когда применение известных

263

промыслово-геофизических способов затруднено в связи с глубоким проникновением в полости пород фильтрата бурового раствора, неоднородностью коллекторских свойств и сложностью структуры пустотного пространства. Если измерить кажущееся электрическое сопротивление до и после интенсивной промывки скважины, то (при условии, что минерализация пластовых вод значительно выше минерализации вод глинистого раствора) величина сопротивления в коллекторском пласте при повторном замере будет заметно отличаться от первого. При этом против водоносного пласта сопротивление будет большим, а против нефтегазоносного - меньшим, чем первоначальное. Таким образом, в случае наличия залежи нефти (газа) можно определить местоположение водонефтяного (водогазового) контакта. В интервалах залегания плотных непроницаемых пород результаты обоих замеров будут близкими.

Степень трещиноватости пород и, следовательно, выделение соответствующих зон в разрезе может быть произведено на основе данных акустического каротажа (АК).

Карбонатные породы представляют неоднородные среды, распространение волн в которых подчиняется сложным законам. Последние определяются структурой и текстурой породы, величиной и характером пустотного пространства, типом его заполнения. Существенно влияют трещины. По условному коэффициенту относительной трещиноватости, представляющему собой отношение скорости прохождения ультразвука в породе с трещинами к скорости волн в монолитной породе, можно подразделить карбонатный разрез, выделить интервалы максимальной трещиноватости. Существенно также влияние различных заполнителей. Установлено, что водонасыщенные трещиноватые породы характеризуются более высокими значениями скорости продольных волн и меньшей анизотропией, чем газосодержащие. Возрастание скорости продольных волн при насыщении пород жидкостью объясняется большой разницей в объемной упругости газовой и твердой фаз породы, чем твердой и жидкой. Относительное увеличение скорости ультразвуковых колебаний при насыщении пород флюидами не одинаково для коллекторов порового и трещинного типов. В трещинных породах изменения более существенны и достигают 20-30%. Скорость зависит и от ориентировки систем трещин, при этом различия составляют до 80%. В трещиноватых доломитах девонского возраста в Белоруссии скорость по различным направлениям изменяется от 2,6 до 5,5 км/с. Плотные доломиты карбона на Вуктыльском газоконденсатном месторождении характеризуются максимальным диапазоном изменения скорости - от 6,8 до 2 км/с. Такое различие скоростей в породах одинакового литологического состава при сходной и в целом низкой пористости 1-3% обусловлено неодинаковой густотой трещин и значительными колебаниями их раскрытости.

Есть и другие специфические геофизические приемы исследования карбонатных коллекторов, в том числе сопоставление данных НГК (дает представление об общей величине пустотности) и БКЗ (величина пустотности, связанной трещинами, в том числе и каверн), а также другие методы.

Заканчивая рассмотрение карбонатных коллекторов, необходимо еще раз подчеркнуть то, что по сравнению с обломочными породами структура их порового пространства чрезвычайно разнообразна. Ненарушенная матрица имеет характеристики, которые определяются прежде всего первичной структурой, кавернозность сильно изменяет эти характеристики, а трещиноватость создает как бы две наложенные друг на друга системы пустот. Все это и определяет необходимость особой классификации коллекторов, о которой упоминалось выше, и которая бы учитывала все эти обстоятельства. Такая оценочно-генетическая классификация была предложена К. И. Багринцевой в 1976 г. (табл. 17).

Определяющим параметром предлагаемой классификации является проницаемость, предельные значения которой взяты из анализов коллекторских свойств пород различного генезиса и структурных особенностей. Минимальные и максимальные значения оценочных показателей (пористости, газонефтенасыщенности и пр.) получены из корреляционных зависимостей между проницаемостью, пористостью и остаточной водой. Наиболее характерна связь остаточной водонасы- щенности и абсолютной проницаемостью. В породах по мере улучшения фильтрационных свойств количество остаточной воды уменьшается. Пористость может быть различной, при этом даже высокие (более 15%) значения открытой пористости бывают в породах с низкими фильтрационными свойствами. Между открытой пористостью и остаточной водонасыщенностью связь неопределенная. Низкопористые породы всегда отличаются большим содержанием воды, а высокопористые имеют двойственную характеристику: хорошо проницаемые заключают небольшие количества воды, а плохопроницаемые - значительные (более 50%).

В классификационной схеме все коллекторы подразделяются на три большие группы А, Б, В, внутри которых в свою очередь выделяются классы, характеризующиеся разными оценочными параметрами, литологическими и структурными особенностями. Группы А и Б представлены в основном коллекторами порового и каверново-порового типов, В - трещинного и смешанного. В породах группы А преобладают первичные пустоты, размеры которых увеличены в процессах последующего выщелачивания. В породах группы Б развиты седиментационные поровые каналы; меньшую роль играют пустоты выщелачивания. Строение пустотного пространства в породах группы А значительно проще, чем в группе Б, а наиболее сложно оно в группе В.

g

Группа

Класс

Абсолютная проницав* мосты мкм^

Открытая пористость, %

Остат водона ность объ

П(

1ИЖНИЙ предел

очная сыщен- ,%от ема

верхний предел

Относительная газопроницаемость

Потенциальный коэффициент газона- сыщенно- сти

Тип коллектора

Полезная емкость и фильтрационные свойства

Текстурно-структурная характеристика

Таблица 17. Оценочно-генетическая классификация карбонатных пород-коллекторов*), содержащих газ и нефть

(по К. И. Багрянцевой, 1976 г.)

А

I II

1,0-0,5 0,5-0,3

20-35 16-30

5 10

10

20

1-0,9 0,95-0,9

0,95^9 0,95-0,8

Каверно- во-поро- вый и по-

Высокие

Биоморфные, органогенно-детритовые, комковатые, слабо сцементированные (доля цемента до 10%); рыхлая упаковка фрагментов; поры седиментационные, увеличенные выщелачиванием до каверн

Б

Ш

IV

0,3-0,1 0,1-0,05

12-28 12-25

12

16

22

30

0,95-0,8

0,9-0,65

0,88-0,78 0,84-0,7

Поровый и трещинно-поровый

Средние

Органогенно-детритовые, слабо перекристаллизованные, сцементированные, (доля цемента 10—20%); поры седимен-

тационные и реликтовые

267

V

0,05-0,01 12-25

20

38

0,75-0,5

0,8-0,62 ’

В

VI

0,01-0,001 8-20

35

55

0,55-0,3

0,65-0,45

Порово

Низкие

VII

Параметры

0,300-0,001 0,1-4

матрицы

—

Близок к 1

трещинный и

Параметры 0,0(11 и < 2-15

трещин 60100

0,2

0,4 и менее

трещинный

Параметры 0,300-0,001 0,1—4й

матрицы

Близок к 1

Параметры

трещин

к) Известняки, доломиты и все переходные разности могут представлять любой класс коллекторов.

Органогенно-сгустково-детритовые, плотно сцементированные и сильно перекристаллизованные; упаковка фрагментов плотная; пустоты реликтовоседиментационные, выщелачивания, перекристаллизации

Пелитоморфно-микрозернистые, сгустковые и сгустково-детритовые, сильно перекристаллизованные с плохо различимыми форменными элементами; пустоты выщелачивания (единичные), возможно реликтово-седиментационные

Здесь преобладают мелкие извилистые плохо сообщающиеся каналы. Коллекторы! иII классов в группе А обладают унаследованными в своей основе высокими фильтрационными и емкостными параметрами. В III, IV и V классы попадают породы обломочно-органогенные в биохемогенные с низкими первичными коллекторскими свойствами. Вторичное минералообразование, перекристаллизация, доломитизация, раздоломичивание, особенно сопровождающиеся выщелачиванием и выносом материала, улучшают их свойства. В VI и VII классах выделены породы таких хемогенных и биохемогенных разностей, петрофизические характеристики которых никогда не достигают высоких значений. Но здесь в большей степени, чем в породах высших классов, проявляется другой фактор - трещиноватость. Тип пустот поровый (для матрицы) и трещинный (в целом для коллектора). Матрица тоже, конечно, может содержать микротрещины. Поэтому даются отдельно параметры матрицы, которые в основном низки, особенно проницаемость, и отдельно параметры трещин, проницаемость по которым значительно выше.

Контрольные вопросы

Сущность понятия трещиноватости. Чем трещины отличаются от других нарушений в горных породах?

Какие основные виды трещин выделяются в осадочных горных породах? J

В чем различия между тектоническими и литогенетическими трещинами? I 4. Как определяются густота и плотности трещиноватости, трещинная пустотностьЯ и проницаемость?"

Какие выделяются системы трещин: по положению в пространстве, относительно пласта, по положению на структурной форме?

Каковы параметры трещин, их заполнение и эффективность?

Каковы принципы и основные критерии классификации коллекторов в карбонатных породах?d

Глава 18. КОЛЛЕКТОРЫ В ГЛИНИСТЫХ, КРЕМНИСТЫХ И МАГМАТИЧЕСКИХ ПОРОДАХ

Глинистые коллекторы. Сравнительно недавно подобное наименование коллекторов звучало весьма необычно. Мы привыкли рассматривать глинистые породы в разрезе как покрышки, во всяком случае до определенных глубин, ниже которых они сильно преобразовывались и теряли свои экранирующие свойства. Практика показала, что хотя они и теряют одни свойства, но в некоторых условиях приобрета-

ют другие, в том числе и коллекторские. Это связано с глубокой перестройкой глинистых пород, их минеральных и органических составных частей. В настоящее время вполне удовлетворительные притоки нефти получены из глинистых пород баженовской свиты Западной Сибири и из глин майкопской серии палеогена в Восточном Ставрополье.

По приведенному в разд. П описанию пород, глины весьма разнообразны по минеральному составу, что сказывается на их свойствах. В них наблюдается большое разнообразие текстурных признаков разных порядков. Текстуры могут быть реликтовые (в глинах кор выветривания), слоистые, спутанно-волокнистые, хлопьевидные, петельчатые и др. Различаются текстуры макро-, мезо- и микроуровней (последние можно увидеть только средствами электронной микроскопии). Примесь ОВ, которого в глинах может быть очень много (20% и более), еще усложняет эту картину, иногда же рельефнее подчеркивает текстурные особенности. По выражению Т. Т. Клубовой, глина становится более текстурированной. Микроблоки одинаково ориентированных глинистых минералов представляют часто как бы единый монокристалл, поверхности которого обволакиваются ОВ (в том числе битумои- дами). Микропрослои и микролинзочки алевритового, карбонатного, кремнистого материала подчеркивают микро- и мезослоистые текстуры. При определенных преобразованиях они способствуют проницаемости вдоль напластования. Различные сгустковые микроструктуры образуются благодаря концентрации сорбированного ОВ, раскристал- лизации стяжений различных неглинистых минералов. При облекании глинистыми чешуйками какого-либо центра возникают соответствующие текстуры. Текстурная дискретность строения глин является одной из существенных причин формирования коллекторских свойств. Т. Т. Клубова подчеркивает, что определяющими факторами при формировании коллекторов в глинах являются те диагенетические изменения и то количество ОВ, которые обеспечивают создание своеобразных обволакивающих ’’рубашек” на блоках и агрегатах глинистых минералов. При увеличении нагрузки на породу и росте температуры появляются и нарастают тенденции к разъединению текстурных микроблоков (рис. 66). •

В настоящее время наиболее характерным глинистым коллектором является баженовская свита. Она представлена пачкой темноцветных глинистых пород толщиной до 50 м. Породы, в различной степени карбонатные, содержат примесь мелкоалевритового материала. В том или ином количестве в породах содержатся кремневые скелеты радиолярий. Иногда их содержание возрастает так, что они переходят уже в разряд другого типа пород: кремнистых радиоляритов (свойства последних, в том числе коллекторские, отличны от глинистых). От подстилающих и перекрывающих пород отложения баженовской свиты

Рис. 66. Глинистый коллектор майкопской серии Журавской площади Предкавказья (РЭМ, увел. 1000) (по Т. Т. Клубовой)

отличаются повышенным содержанием (10-18%) ОВ (на Салымской площади до 23%), которое является здесь не примесью, а породообразующей частью. Для пород характерны высокие значения естественной радиоактивности (десятки, сотни микрорентген в час) и удельного электрического сопротивления (на Салымской площади до 4500 Ом.м). Глины обладают пониженной плотностью (2,23-2,4 г/сь£) и пористостью 5,8-10%, в то время как в глинах, перекрывающих толщу, те же свойства характеризуются параметрами 2,6-2,7 г/ск? и 4-4,2%. Баженовской свите свойственна высокая естественная радиоактивность, что связывается с высоким содержанием урана и хорошо коррелируется с уровнем содержания ОВ. Исходным материалом для ОВ, представленного преимущественно коллоальгинитом (алиновый тип), служили простейшие планктонные формы. Основной глинистый минерал баженовской свиты - иллит и смешаннослойные типа иллит-смектит. Примесь кремнезема и его преобразование в диагенезе и катагенезе создают некоторый жесткий каркас, который, по-видимому, способствует меньшей уплотненности глины. Породы баженовской свиты, из которых получена нефть на Салымском месторождении, залегают на глубинах 2600-2800 м при пластовой температуре 120-128*С, пластовое (или точнее поровое давление) превышает гидростатическое на 14-20 МПа. Текстурные особенности коллекторов определяются присутствием ОВ, которое способствует образованию микрослоистых и линзовидных микроструктур. Органическое вещество не только определяет текстурную неоднородность на микроуровне, но и, сорбируясь на поверхности минеральных блоков, гидрофобизирует их поверхность, что ведет к улучшению продвижения флюидов по породе.

Выдвигаются различные причины возникновения пустот в глинистых породах. Все они так или иначе связаны с разуплотнением глин и преобразованием находящегося в них глинистого вещества. При повышенном содержании ОВ, когда само оно является породообразую-

щим, изменение его в катагенезе приводит к дифференциации, отделению более легких и подвижных продуктов и частичному их перемещению по ослабленным зонам между блоками и по другим путям. На месте остаются более тяжелые смолисто-асфальтеновые фракции, покрывающие в виде пленок поверхности микроструктурных элементов. За счет этого механизма в породе может появиться поровое пространство. Возникающие газообразные продукты повышают внутрипоро- вое давление, расширяют пустоты, могут придавать им более совершенную сфероподобную форму. Многими авторами высказывается предположение, что определенную роль играют подтоки флюидов (в частности, растворов с газами) по разломам из более глубоких горизонтов, для баженовской свиты - из палеозоя и даже, может быть, глубже. Эти потоки способствуют созданию зон АВПД и увеличению температуры, что, в свою очередь, усиливает преобразование ОВ. Тектонические условия, наличие разломов являются существенными факторами формирования коллекторов. Дифференциальные движения блоков по разломам вызывают раскрытие полостей в ослабленных зонах между текстурными элементами. Может быть, поэтому лучшие притоки нефти получают из глинистых коллекторов в зонах разломов. Другой возможный механизм формирования пустот предложен Ф. Г. Гурари также на примере баженовских глин. При осаждении глинистого материала вместе с ним выпадают и раковинки планктонных организмов, в том числе карбонатные. Они образуют в породах тонкие микролинзочки. Когда начинается преобразование ОВ, выделяющийся СО 2 способствует растворению этого карбонатного материала, на месте микролинзочки образуется ослабленный шов. При росте внутрипорового давления в этом ослабленном шве происходит микрогидроразрыв, образуются щелевидные пустоты параллельно слоистости, которые затем соединяются между собой другими трещинами литологического происхождения. Послойное образование трещин определяет анизотропию фильтрационных свойств.

Значительная способность пород к образованию трещин проявляется на достаточно больших глубинах в подсолевых отложениях, что хорошо видно на примере нижнепермских глинистых отложений Прикаспия. Трещинообразование в этих породах происходит на границах, где контактируют глинистые минералы со стяжениями карбонатов и алевритовыми зернами. Существенную роль для возникновения трещиноватости играет и АВПД в подсолевых горизонтах. Отмечается некоторая связь в региональном плане зон АВПД с региональными геометрическими аномалиями. Ее причиной, по-видимому, является подъем глубинных газов. Можно предположить и другие механизмы формирования пустот в этих специфических коллекторах. Нельзя забывать о рассмотренной выше трансформации глинистых минералов и связанной с ней дегидратацией. Это также способствует разуплотне-

нию породы и формированию пустот. Важно подчеркнуть тесную связь возникновения пустот в глинистых породах и нефтеобразования. Нефть, образовавшаяся в этих же породах, проникая через них, раздвигает ослабленные зоны между текстурными неоднородностями и микротрещины. Здесь формируются скопления. Реализация фильтрационных возможностей глинистых коллекторов происходит только во время заполнения их УВ. Гидрофобизированная поверхность способствует фильтрации нефти. При разрушении или эксплуатации залежи пустоты смыкаются и свойства коллекторов не восстанавливаются.

В итоге краткого рассмотрения глинистых коллекторов нужно сказать, что текстурная неоднородность, примесь алевритового материала, включения карбонатного (скелетов планктонных организмов) и глинистого материала приводят к возникновению ослабленных зон. Возникновение пустот в этих зонах происходит под влиянием возникающих продуктов преобразования ОВ, содержащихся в породах, а также флюидов, поступивших извне (подток с больших глубин). Вероятность возникновения пустот повышается в приразломных зонах.

Кремнистые коллекторы также относятся к нетрадиционным. Роль их в нефтедобыче пока невелика, хотя в отдельных районах мира заметна. В калифорнийских бассейнах США кремнистые породы образуют продуктивные горизонты на целом ряде месторождений, в том числе таких крупных как Пойнт-Аргуэльо на шельфовом продолжении бассейна Санта-Мария. В Мексике давно известны скопления в вулканических породах. У нас в стране открыты нефтяные месторождения в вулканогенных и вулканогенно-осадочных породах палеогенового возраста (Самгори в Грузии, Мурадханлы в Азербайджане и др.). Имеются нефтепроявления и мелкие месторождения, связанные с измененными породами различного состава, гранитными в Казахстане (Оймаша), серпентинитовыми и эффузивными на Кубе, в Японии и других районах. Все эти примеры, помимо практических вопросов формирования и разработки этих необычных коллекторов, имеют и теоретическое значение в отношении генезиса УВ.

Кремнистые породы - силициты образуются чаще всего на континентальных окраинах, чаще активного типа. Возникновению биогенных разностей силицитов способствуют условия апвеллинга и другие обстановки, связанные с подъемом в верхние слои водного бассейна элементов, активно используемых кремнестроящими организмами. Их отмирание и захоронение материала способствует повышению содержания ОВ в образующихся осадках. Это мы видим уже на примере баженовской свиты Западной Сибири, в которой в ряде случаев сочетается высокое содержание кремнезема (остатки радиолярий) с высоким содержанием COgr. Еще ярче это проявляется в таких толщах, как формация Монтерей в Калифорнии, кремнистые породы

которой содержат более 20% (иногда до 50% (?) по ISAACS) Сорг. К такому же типу толщ приближается пиленгская свита на восточном Сахалине. Особенными чертами этих кремнистых отложений является то, что они, как и глины баженовской свиты, объединяют в себе свойства нефтематеринских и нефтесодержащих пород. Косвенное влияние на расцвет организмов с кремневым скелетом оказывает вулканизм. В связи с этим обоснованным является выделение туфогенно-кремнис- тых ассоциаций, характерных для отложений бывших и настоящих окраинных морей, ограниченных вулканическими островными дугами на активных континентальных окраинах.

Возникновение разных типов кремнистых пород из первично органогенных кремнистых осадков связано с постседиментационным перераспределением кремнезема, изменением его минеральной формы и перестройкой структуры осадка, а затем и породы. Скорлупки диатомовых водорослей, радиолярий и других организмов образуют ажурный скелет с большим пустотным пространством. Структурные особенности слабо измененных диатомитов характеризуются следующими параметрами: средний эффективный диаметр биопустот изменяется от 0,8 до 4 мкм, удельная поверхность составляет 12-15 м2/г, общий объем пустот более 0,5 смЗ/г, пористость 30% и выше. В пустотном пространстве содержатся глинистое и органическое вещества: в последнем за счет остатков диатомовых водорослей бывает высокое содержание наиболее легко преобразуемых липидных компонентов. В осадке диатомовые скорлупки растворяются полностью или частично, органогенная структура разрушается. В растворе кремнезема затем образуются агрегаты аморфного высокообводненного геля с высокоэнергетической поверхностью, на которой хорошо сорбируется ОВ. Это обстоятельство, по-видимому, способствует относительно ранней генерации УВ из благоприятного липидного материала. Процесс нефте- образования протекает в тесной связи с трансформацией минеральных форм. В дальнейших преобразованиях кремнезема есть несколько переломных точек. Они связаны с уходом воды и раскристаллизацией геля. Сначала уходит свободная, затем рыхло связанная вода. Уход гидроксильных групп с поверхности связан с изменением структуры вещества. Начинается раскристаллизация кремнезема, возникает опал К-Т, формируется глобулярная структура с более простым строением пор (см. рис. 44), величина удельной поверхности снижается до 7-10 м3/г, поры укрупняются до 4-10 мкм. Постепенно окристаллизо- ванность улучшается, возникает агрегатно-сферовая кристалломорфная структура. Формируются опоковидные силициты типа порцелла- нитов. Пористость может достигать 40-44%. По-видимому, в это время сингенетично образующиеся нефтяные УВ заполняют поровое пространство. Развитие трансформации кремнезема приводит к возникновению кварца и халцедона с неупорядоченной структурой. Дальнейшая

перекристаллизация ведет к образованию халцедон-кварцевых пород (кремней), в которых развивается интенсивная микротрещиноватость. Плотность свободных трещин в этих кремнистых породах достигает 2 тыс. на квадратный метр. Трещинная проницаемость составляет 200*10"15м2и выше, трещинная пористость - 2,6-3,0%. Нефть находится в порах матрицы и в трещинах. На основе механизма противоточной капиллярной пропитки она может выйти из этой системы пустот. При заполнении их водой кремнистые породы подобно тому, как это отмечалось в случае глин, теряют коллекторские свойства. Такие коллекторы изучены А. И. Юрочко, Р. В. Данченко и др. на примере пиленгс- кой свиты неогена в месторождении Окружном на Сахалине. По-види- мому, такими же по типу они являются и в составе формации монте- рейв Калифорнии.

В вулканогенных и глубинных магматических породах коллекторские свойства возникают в основном в результате вторичных преобразований. Они могут затронуть любые разности пород, но в наилучшей степени повышенная емкость формируется у образований среднего и кислого состава. На месторождении Мурадханлы в Азербайджане это пироксеновые андезиты и трахиандезиты, в Японии нефтеносность связана с риолит-дацитовыми и андезитовыми породами. Зона с удовлетворительными емкостными и фильтрационными свойствами в массиве месторождения Мурадханлы достигает 450 м по вертикали. Коллекторы здесь трещинно-кавернозного и порового типов. Образование пор и каверн происходит при разрушении отдельных зерен и сростков кристаллов плагиоклазов. Общая пористость достигает 60%, а эффективная, определяемая преобладающими фильтрующими порами размером 2-6 мкм,- 13-14%. Проницаемость пород очень низка вследствие неоднородности строения порового пространства. Вторичные изменения приводят также к появлению в порах глинистых минералов-хлоритов и смектитов. Измененные кислые интрузивные породы (граниты, гранодиориты) могут представлять собой практически грубозернистые песчаники или гравелиты и являются хорошими коллекторами. Эффузивные породы в районах активной гидротермальной деятельности изменены локально, но отдельные участки преобразованы очень сильно. Особенно интенсивно происходит изменение под воздействием кислых гидротерм. Темноцветные минералы и плагиоклазы могут быть выщелочены полностью, за счет чего образуются высокопористые разности, особенно на основе пиро- кластики, остается один кремнезем - возникают моноопалиты с высокой пористостью. Пустоты частично заполняются новообразованными глинистыми минералами и цеолитами. Широко развитые в прогибах вулканических поясов туфы и туфогенные породы (туфопесчаники, туфоалевролиты) подвергаются сходным преобразованиям, за счет которых возникает вторичная пористость. Явления цеолитизации в

Рис. 67. Нефтяная залежь в измененных магматических породах (Куба, по С. П. Максимову, К. А. Клещеву и др.).

Породы: 1 — осадочные, перекрывающие надвинутую пластину, 2 — карбонатные автохтона, 3 — катаклизирован- ные трещиноватые покрова, 4 — сильно разрушенные покрова; 5 — подошва покрова; 6 — нефтяная залежь

них могут продолжаться и после заполнения образовавшихся пустот нефтью, цеолиты второй стадии могут запечатать залежь, однако, частью они легко растворимы, и поэтому эти коллекторы поддаются методам обработки в скважинах.

Особый тип представляют коллекторы, связанные с катаклазиро- ванными и измененными интрузивными и эффузивными породами. На Кубе, например, интерес представляют серпентиниты. В них залежи приурочены к сильно тектонизированным трещиноватым зонам внутри магматических пород. Измененные серпентиниты входят в состав надвинутых олистостромных тектонических пластин (рис. 67).

Из краткого рассмотрения перечисленных примеров видно, что коллекторами могут являться очень многие группы пород помимо основных - обломочных и карбонатных. На втором месте после этих двух основных стоят глинистые, затем кремнистые. Пока нет примеров нефтеносности базальтов и некоторых других разностей.

Предположительно все коллекторы можно разделить на следующие категории. В обломочных и карбонатных породах емкостно-фильтрационные свойства закладываются изначально, далее они могут снижаться, может образовываться также вторичная пустотность, наследуя первичные текстурно-структурные особенности пород. К другой категории относятся коллекторы в глинистых и кремнистых (в том числе туфогенно-кремнистых) породах. Существенной особенностью образования коллекторских свойств в них является то, что они часто высокобитуминозны и процессы нефтеобразования способствуют формированию коллекторских свойств. После ухода по тем или иным причинам "своей” нефти происходят необратимые изменения, смыкание пустот, заполнение тонких пор и трещин водой, матрица породы теряет коллекторские свойства для нефти, хотя в более крупных трещинах она может оставаться. Третья категория коллекторов объединяет другие виды "нетрадиционных” коллекторов (в магматических,

метаморфических породах), формирование емкостных и фильтрационных свойств в которых связано с внешним влиянием (выветривание, катаклазирование, выщелачивание гидротермами и др.). Коллекторы здесь возникают в отдельных часто изолированных участках. Выделение коллекторов связано, таким образом, с анализом влияния всех геологических факторов.

Контрольные вопросы

Способы образования пустотного пространстве глинистых и кремнистых породах.

Влияние текстурных особенностей глинистых пород на формирование в них пустот.

В чем прнниципиальное отличие глинистых коллекторов от песчано-алевритовых?

Стадии изменения кремнистых пород и трансформация пустотного пространства в них.

Причины формирования пустот в магматических породах.■

Глава 19. ОСНОВНЫЕ СВЕДЕНИЯ

О ПОРОДАХ-ФЛЮИДОУПОРАХ

Породы, плохо проницаемые для нефти, газа и воды, способны играть роль экранов (покрышек). Изолирующая способность пород-экранов, перекрывающих залежь в природном резервуаре, обеспечивается их низкой эффузионной и диффузионной проницаемостью для нефти и газа при перепадах давления, возникшего в ходе формирования залежи и измеряемого десятками и первыми сотнями атмосфер. Скорость фильтрации (пропускная способность) через надзалежные покрышки много меньше скорости накопления УВ. Эта скорость также недостаточна для рассеивания образовавшихся скоплений УВ на протяжении многих десятков и даже сотен миллионов лет при неизменной или слабо меняющейся общегеологической (тектонической, гидрогеологической) обстановке.

Лучшими покрышками считаются соленосные толщи, но наиболее распространены в этом качестве глины. Кроме указанных, флюидо- упорами могут служить и другие разновидности осадочных и даже магматических пород. Если экранирующие свойства глинистых и соляных пород объясняются до определенных пределов давления и температуры их повышенной пластичностью, то другие типы пород обладают изолирующей способностью вследствие своей плотности (прочности, крепости) и рассматриваются как плотностные покрышки (флюидоупоры).

Экранирующие свойства глин зависят от их состава, мощности и выдержанности, песчанистости или алевритистости, вторичных изменений, трещиноватости. Большое значение также имеют находящиеся в глинах вода и ОВ.

Изначальные свойства глин и характер их вторичных изменений во многом определяются теми примесями (терригенными, карбонатными, кремнистыми), которые в них присутствуют. Большое влияние на экранирующие (фильтрующие) свойства глин оказывают их текстурные особенности, связанные с генезисом и минеральным составом. Глины с высокоупорядоченной слоистой текстурой, которая образуется вследствие однообразной ориентировки чешуек, будут вести себя иначе, чем глины с петельчатой, узловатой, спутанно-волокнистой, хлопьевидной или иными текстурами.

Свойства глинистых пород складываются на первых этапах литогенеза, главным образом в диагенезе, после того как из глинистых илов удаляется большая часть седиментационной и рыхло связанной воды. Уже в раннем диагенезе глинистые илы теряют способность течь (достигают предела текучести), однако сохраняют свою пластичность вплоть до удаления прочно связанной воды. Пластичность - важнейшее качество глин, обеспечивающее способность к перестройке структуры под влиянием приложенной нагрузки без нарушения сплошности сложенного глинами пласта. Она исключает механическое разрушение при прорыве нефти и газа под избыточным давлением (до определенного предела). Однако при росте давлений в течение достаточно продолжительного времени предел пластичности может быть пройден, глина становится ломкой и хрупкой и теряет свои экранирующие свойства. Между этими пределами - текучести и пластичности - можно выделить много градаций изменения свойств глин как флюидоупоров.

При погружении под слой более молодых отложений с возрастанием геостатического давления изменяются многие физические характеристики глинистых пород. Происходит их уплотнение, что отчетливо фиксируется по увеличению плотности и уменьшению пористости. Одновременно происходит сокращение сечений поровых каналов.

Темп и степень изменения свойств глин зависят от ее минералогического состава. А. А. Ханин приводит сведения об изменении плотности глин разного состава. По его данным, в Западном Предкавказье на глубинах от 500 до 1500 м глины с каолинитом характеризуются объемной плотностью 2,44-2,48 г/см3; с гидрослюдой - примерно 2,42; со смешанослойными минералами - 2,28-2,3; со смектитом - 2,1 г/см3. На глубине 2500 м глины со смешаннослойными минералами имеют плотность от 2,57 до 2,63 г/см3, в то время как плотность глин со смектитом - 2,38-2,43 г/см3. Различная степень уплотняемости отличающихся по составу глин объясняется особенностями строения их

кристаллических решеток и в связи с этим разной степенью водонасы- щенности. Гидрослюдистые глины характеризуются более крупным сечением пор и быстрее уплотняются с глубиной; теряя пластичность, они превращаются в аргиллиты.

Как уже отмечалось, на изменение плотности и других свойств глин оказывают влияние содержащиеся в них примеси. Уплотнение глин, содержащих более 20% карбонатов, до глубины 3000 м происходит более интенсивно по сравнению с некарбонатными разностями. А. А. Ханин объясняет это тем, что в последних имеется большое количество связанной воды, которая оказывает противодействие уплотнению.

Степень уплотнения зависит и от возраста пород. Даже в случае однотипности состава на одних и тех же глубинах изменение плотности в глинах различного возраста не будет одинаковым. При сравнении уплотнения глин девонского возраста в Куйбышевской области и нижнемелового в Предкавказье А. А. Ханин установил, что первые уплотнились в большей степени, чем вторые. Следовательно, время нахождения под нагрузкой влияет на величину уплотнения.

Увеличение плотности отражает структурные преобразования в глинах и сказывается на изменении всех их свойств. Сопоставление абсолютной проницаемости по газу и объемной плотности глин в воздушно-сухом состоянии показало наличие тесной связи между этими величинами. Глины плотностью 2,2 г/см3 характеризуются проницаемостью в среднем 5‘10"6mkm^ при плотности 2,3 г/см3 проницаемость составляет в'Ю^мкм2; при плотности 2,4 г/см3- ЗЧО^мкм2;2,5 г/см3 - 7-10"8мкм 2 (данные А. А. Ханина по Туркмении).

Размеры поровых каналов и их распределение имеют большое значение для экранирующих свойств глинистых пород. К удовлетворительным и хорошим покрышкам А. А. Ханин относит глины с размером пор не более 2 мкм. Наличие более крупных пор, количество которых не превышает даже нескольких процентов, резко ухудшает экранирующие свойства пород, повышая их проницаемость. Образование крупных (для глин) каналов связано с повышенным содержанием алевритовой и песчаной примеси.

Экранирующие свойства глин в значительной степени определяются количеством содержащейся в них воды, формой ее связи с частицами породы. При уплотнении глин вода отжимается. Прежде всего выделяется поровая влага. Затем наступает вторая стадия дегидратации - (по Берсту) выделение связанной воды. Она начинается с глубины 1,2 км или несколько больше и продолжается до глубин 3-4 км. Наблюдения над глинистыми минералами в природных условиях катагенеза свидетельствуют о влиянии температуры на темп их перестройки (и дегидратации). По-видимому, в областях с высоким геотермическим градиентом этот процесс ускоряется. В течение второй

стадии удаляющаяся вода противодействует фильтрации каких-либо веществ через породу и таким образом улучшает свойства пород как покрышек.

Если уход воды затруднен (в мощных глинистых толщах, где нет песчаных и других пористых прослоев), в поровом пространстве глин может возникнуть аномально высокое давление. До определенных пределов наличие этого давления будет способствовать повышению экранирующих свойств. Однако потом может наступить момент, когда чрезмерно возросшее давление вызовет образование гидроразрывов, в результате чего будет развиваться микротрещиноватость.

Важной характеристикой покрышки является величина давления прорыва - перепад давления, при котором начинается фильтрация нефти (газа) через покрышку. С этим понятием связано другое - давление пережима, при котором прекращается фильтрация через покрышку. Давление пережима обычно меньше давления прорыва. Последнее изменяется в широких пределах и зависит от свойств глин и нефтей (увеличивается для вязких нефтей).

Прорыв газа и нефти через тонкие поры глинистых пород происходит в том случае, если создается достаточная сила для вытеснения капиллярной воды из этих пор (и может быть, некоторой части рыхло связанной воды). Таким образом, экранирующая способность глинистых пород определяется во многом величиной капиллярного давления воды в системе поровых каналов.

По мнению некоторых исследователей, прорыв подвижных веществ через экранирующую толщу происходит также за счет раздвигания и механического разрушения межпоровых перегородок и образования таким образом новых путей для движения (более крупные каналы, трещины, объединение трещин в системы).

Значение давления прорыва позволяет определить высоту залежи, которую может удержать покрышка:

Н=рпр(?в~ Л)>

где Н - высота зележи, м; рпр - давление прорыва, МПа; ^ в> ^ и - плотности воды и нефти, г/см3.

Давление прорыва изучается на насыщенных водой образцах определенного размера в условиях всестороннего сжатия. По данным А.А. Ханина, глины с абсолютной проницаемостью по газу, равный 10-5мкм2 характеризуются давлением прорыва газа меньше 0,5 МПа, с проницаемостью 10"7 мкм2 - 55 МПа; 10"5 мД - приблизительно 8,0 МПа; при проницаемости ниже 10"9 мкм2 - 12 МПа и выше.

Для характеристики герметичности покрышки можно использовать градиент абсолютных избыточных давлений Габслмб-, представляющий собой отношение величины избыточного давления (превышение над пластовым) к мощности покрышки для данной залежи. Макси-

Таблица 18. Оценочная шкала экранирующей способное™ глинистых пород по А. А. Ханину

Группа

Максимальная величина диаметра пор, мкм

Абсолютная проницаемость по газу, мкм2

Давление прорыва через насыщенную керосином породу, МПа

Экранирующая способность

А

0,01

10-’

12

Весьма высокая

В

0,05

Ю-8

8

Высокая

С

0,3

10-7

5,5

Средняя

2

ю-6

3,0

Пониженная

Е

10

10-5

0,5

Низкая

мальные значения Габс.изб. указывают на близость критического момента, при котором может произойти прорыв флюида, малые значения - на большой запас прочности, возможно на бывший прорыв. Знание максимальных значений Габс.ИЗб. для конкретной региональной покрышки известной мощности в нефтегазоносном бассейне позволяет предположить размеры залежи (высоту) для ожидаемого флюида.

На основе изучения свойств А. А. Ханин разделил глины по экранирующей способности на 5 групп (табл. 18).

Приведенная таблица помогает оценивать экранирующие способности по объективным параметрам, характеризующим фильтрующие свойства пород.

Вопрос о минимальной мощности глинистой покрышки не имеет однозначного решения. Величина эта зависит от состава и структурно-текстурных особенностей глин, а также от глубин, на которых образуются скопления УВ, их гидродинамического режима и т. д. Принято, что пятиметровый слой глины достаточен для того, чтобы удержать самостоятельную залежь. Можно считать установленным, что при однородном составе высота залежи находится в прямой зависимости от мощности глинистой покрышки, т. е. чем более мощная покрышка, тем полнее ловушка заполнена УВ, залежь является более крупной.

Эффективность глинистой покрышки различна в отношении нефти и газа. Покрышка, способная удерживать нефть, может пропускать газ. Дело в том, что сечение поровых каналов в глине, недоступных для нефтяных УВ, может оказаться вполне достаточным для диффузии молекул метана, особенно если она происходит в течение длительного геологического времени. Именно поэтому залежи газа под глинами распространены больше всего в молодых мезозойско-кайнозойских отложениях, тогда как в древних палеозойских толщах под глинистыми покрышками содержится лишь незначительная доля общих запасов газа палеозоя (12%). Основные запасы газа в палеозое сосредоточены под соляными покрышками.

Соли, гипсы и ангидриты являются, по-видимому, наилучшими покрышками, хотя и сквозь их толщу проходит медленный, но постоянный поток УВ. С этими покрышками связано существование гигантских по запасам скоплений газа (Слохтерен в Голландии, Вуктыльское в Тимано-Печорской провинции и Оренбургское в Предуралье под нижнепермской соленосной толщей, Хасси-Р’Мель в Сахаре (Алжир) под эвапоритовыми породами девонского возраста). Более пластичные покрышки каменной соли являются лучшими по качеству, чем ангидриты и гипсы. С увеличением глубины возрастает пластичность солей и сульфатных пород, в связи с чем улучшаются и их экранирующие свойства.

При погружении по мере увеличения глубины и температуры возрастает пластичность солей и сульфатных пород. Для повышения качества флюидоупоров это в целом благоприятно, например, ангидриты после уплотнения становятся более непроницаемыми. Выделение большого количества воды (при переходе гипса в ангидрит) приводит к возникновению зон аномально повышенных давлений ниже эвапоритов (район Басры в северной части бассейна Персидского залива). Соли часто в пределах одного нефтеносного района разделяют горизонты, содержащие нефти различного состава, что свидетельствует об их высокой эффективности как экранирующих разделов. Примером подобной картины является Уиллистонский бассейн в США, где каждый из трех комплексов (ордовикский, нижнекаменноугольный и пермский) залегает под соответствующими эвапоритами и содержит нефти, отличаюпщеся по составу. Самые крупные нефтяные месторождения мира в Саудовской Аравии, приуроченные к карбонатным толщам мезозоя, перекрыты эвапоритами серии хит позднеюрско-раннемело- вого возраста.

Другая сторона роста нагрузки и собственно пластичности проявляется в неустойчивости системы. Интенсивный переток масс вызывает разрывы сплошности толщ и возникновение ’’окон”.

Покрышки, относящиеся к разряду плотностных, образуются обычно толщами однородных монолитных, лишенных трещин тонкокристаллических известняков, реже доломитов, мергелей, аргиллитов. Карбонатные покрышки характерны для нефтяных залежей платформенных областей, для условий пологого залегания пород.

Карбонатные покрышки часто ассоциируются с кабонатными же коллекторами, границы между ними имеют весьма сложную поверхность. Для карбонатных покрышек характерно быстрое приобретение ими изолирующей способности (в связи с быстрой литификацией и кристаллизацией карбонатного осадка). Для плотностных покрышек большое значение имеет мощность, увеличивающая в целом крепость пород.

Плотностные покрышки теряют свою герметичность на больших глубинах за счет появления трепщн механического образования. -81

В некоторых специфических условиях можно встретить в разрезе покрышки особого рода. Например, в зонах развития многолетнемерзлых пород флюидоупорами служат песчано-алевритовые породы с льдистым цементом - криогенные покрышки. Как известно, мощность мерзлоты может достигать 600-900 м. Под этими практически непроницаемыми образованиями могут встретиться скопления газа, а в самих покрышках газ присутствует в виде газогид- рата. Подобные месторождения известны в Западной Сибири, Лено- Вилюйском бассейне, на Аляске. В районе Норильска разрабатывается Мессояхское месторождение.

Механизм эволюции криогенных покрышек, содержащих газогид- раты, при изменении климата изучен Н. И. Романовским. Им показано, что при потеплении и разрушении газогидратов за счет поглощения скрытой энергии гидратообразования понижается температура над залежью. Это приводит к тому, что над разрушающейся гидратной залежью начинает формироваться ледогрунтовая покрышка, сначала прерывистая, а затем и сплошная. В условиях снижения давления при подъеме территории и продолжающегося разрушения газогидратов постепенно увеличивается количество газа под этой ледовой покрышкой. Процессы, стремяпщеся к выравниванию, вызывают замедление, вплоть до прекращения, разложения газогидратов. Формирование льдистых пород над залежью приводит к деформациям вышележапщх пород.

Гидродинамическое экранирование до настоящего времени изучено еще недостаточно, хотя оно и открывает новые перспективы при поисках залежей нефти (преимущественно нефти) и газа. В разработку этой проблемы внесли большой вклад В. П. Савченко, В. В. Плотников, Ю. П. Гаттенбергер, Н. А. Еременко, И. М. Михайлов, А. А. Карцев, Э. Ч. Дамберг.

Гидродинамические экраны являются частным случаем гидродинамических ловушек. Действие гидродинамической составляющей может проявляться в ловушках разного типа (наиболее часто - лито- лого-гидродинамического). Возникновение гидродинамической ловушки обусловлено состоянием водонапорной системы.

Образование залежи нефти и газа может быть связано с уравновешиванием силы всплывания нефти или газа напором пластовой воды, изменением скорости движения потока флюидов в зонах резкой смены коллекторских свойств нефтегазоводоносных комплексов, сокращением мощности коллектора на отдельных участках.

В такой ситуации наблюдается увеличение наклона пьезометрической поверхности в зоне ухудшения коллекторских свойств и ее выполаживание в зоне их улучшения. Таким образом, возникает область пониженного напора, в которой и могут аккумулироваться УВ.

Возможен случай гидродинамического экранирования на границе двух фронтов питания бассейна: элизионного и инфильтрационного. При такой ситуации в определенных литологических и гидрогеологических условиях могут создаваться условия для аккумуляции УВ. Для надежного гидродинамического экранирования залежи необходимы значительные градиенты напора пластовых вод - порядка нескольких метров на километр.

Иногда различают гидродинамическое и капиллярное экранирование. Гидродинамический экран, создающий ловушку, может находиться не только в том пласте, где образуется залежь, но и в вышележащем, т. е. перепад напоров в подобном случае добавляется к действию нижележащего экрана, который без этого может оказаться недостаточным для удержания залежи. Таким образом, связанная вода входит в структуру литологического флюидоупора.

Поиски гидродинамически экранированных залежей УВ требуют детального изучения водонапорной системы бассейна.

Существующие попытки классификации покрышек сводятся к разделению их по вещественному составу (глинистые, хемогенные и др.) и по широте распространения (региональные, локальные).

Одной из важнейших проблем в изучении покрышек является введение количественной оценки. Однако для этого требуется, как было показано, учет многих факторов, взаимосвязь между которыми не всегда ясна. Изучение пород-экранов является одним из важных и перспективных направлений нефтяной литологии.

Контрольные вопросы

Принцип, определяющий выделение пород-флюидоупоров в разрезе.

Зависимость между составом глин и их экранирующими свойствами.

Роль воды в создании экранирующих свойств глин.

Давление прорыва и роль его для создания классификации пород-флювдоупо- ров.

Другие типы пород-флюидоупоров.

Физические процессы, приводящие к экранированию флюидов в недрах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотрение широкого круга вопросов, связанных с изучением нефтегазоносных толщ, в том числе пород-коллекторов и пород-флюи- доупоров, заставляют признать, что многие проблемы в этой важной области нефтяной геологии еще не решены или решены весьма приблизительно на основе опыта.

Неясным является время формирования многих видов пустот в горных породах, не выявлены полностью закономерности, связывающие образования этих пустот со стадиями литогенеза в породах различного генетического типа. Не всегда и часто недостаточно достоверно удается установить закономерности в распространении природных резервуаров и изменении свойств слагающих их пород в осадочных бассейнах, являющихся нефтегазоносными.

Самое главное в том, что не разработан анализ зависимости между фильтрационными, емкостными и структурными параметрами коллекторов. Это сдерживает создание их классификации на генетической основе.

Проблемы изучения пород-флюидоупоров являются еще более сложными и требуют применения более тонких методов эксперимента. При изучении осадочного бассейна геолог должен обращать внимание на соотношение в его разрезе разных типов пород и на взаимосвязь процессов, протекающих в них. Этот вопрос в настоящее время лишь только начинает разрабатываться.

Следует отметить, что наука еще не накопила достаточно фактов, чтобы дать рецепты решения вопросов во всех тех случаях, с которыми нас сталкивает практика, особенно в новых районах, при выходе на просторы морей, океанов и т. д.

Исследователь должен быть вооружен как способами и методами проведения анализов, так и математическим аппаратом обработки их данных. Для этой цели необходимо создание банков данных геологической информации и их последующая статистическая обработка.

Только совершенствуя методы изучения нефтегазосодержащих пород, мы сможем активно способствовать более рациональной разработке месторождений, повышению эффективности геологоразведочных работ и, в конечном счете, решению задач дальнейшего развития народного хозяйства нашей страны.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Багринцева К.И. Карбонатные породы — коллекторы нефти и газа. — М.: Недра, 1977.-219 с.

Котельников Д.Д., Конюхов А.И. Глинистые минералы осадочных пород. — М.: Недра, 1986. — 246 с.

Кузнецво В.Г. Геология рифов и их нефтегазоносность. — М.: Недра, 1978. — 304 с.

Лидер М.Р. Седиментология. — М.: Мнр, 1986. — 440 с.

Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. — М.: Высшая школа, 1984. — 416 с.

Прошляков Б.К., Гольянова Т.И., Пименов Ю.Г. Коллекторские свойства осадочных пород на больших глубинах. — М.: Недра, 1987. —197 с.

Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология и литолого-фациальный анализ. — М.: Недра, 1981. - 287 с.

Селли Р.К. Введение в седиментологию. — М.: Недра, 1981. — 370 с.

Предисловие

Введение 5

РАЗДЕЛ I. ПРОЦЕССЫ И СТАДИИ ОБРАЗОВАНИЯ ОС АД ОЧНЫХ ПОРОД8

Глава 1. Общие сведения об осадочных породах 8

Глава 2. Выветривание (гипергенез) горных пород 13

Глава 3. Процессы мобилизации и переноса осадочного материала20

Глава 4. Постседиментационные преобразования осадков и пород88

РАЗДЕЛ II. КЛАССИФИКАЦИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОГОД 91

Глава 5. Обломочные породы 100

Глава 6. Глинистые породы И6

Глава 7. Карбонатные породы 141

Глава 8. Кремнистые породы (силициты) 158

Глава 9. Вулканогенно-осадочные породы igg

Глава 10. Соли 179

Глава 11. Фосфатные, железистые, алюминиевые и марганцевые породы...^

РАЗДЕЛ III. НЕФТЕГАЗОНОСНЫЕ КОМПЛЕКСЫ 190

Глава 12. Общая характеристика 190

Глава 13. Основы классификации коллекторов 206

Глава 14. Основные свойства пород-коллекторов 211

Глава 15. Зернистые (гранулярные) коллекторы в терригенных породах...235

Глава 16. Коллекторы в карбонатных породах 247

Глава 17. Трещиноватость пород и трещинные коллекторы 253

Глава 18. Коллекторы в глинистых, кремнистых и магматических породах.268

Глава 19. Основные сведения о породах-флюидоупорах 276

Заключение 284

Список литературы 285

Ю.К. Бурлив, А.И. Конюхов, EX. Картошина

Б 90 Литология нефтегазоносных толщ: Учеб, пособие для вузов. М.: Недра, 1991. - 286 с.: ил. .

ISBN 5-247-01495-2

Рассмотрены основные закономерности и стадии накопления осадочных толщ, природные обстановки, в которых образуются резервуары нефти и газа и формируются свойства пород как коллекторов нефти и газа. Проанализированы изменения этих свойств с глубиной, соотношения нефтематеринских и нефтегаэосодержащих пород, благоприятные для образования нефтегазоносных комплексов. Описаны методы определения свойств пород-коллекторов разных типов и их классификация.

Для студентов вузов, обучающихся по специальности Теология нефти и газа”.

ББ1804060200-240043(01)—911804060200-240043(01)—9143-9143-91ББК 263ББК 263

Б

Б

1804060200-240

043(01)—91

1804060200-240

043(01)—91

43-91

43-91

ББК 263

ББК 263

УЧЕБНОЕ ИЗДАНИЕ

Бурлив Юрий Константинович Конюхов Александр Иванович Карнюшина Евгения Емельяновна

ЛИТОЛОГИЯ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ ТОЛЩ

Заведующий редакцией Н.Е. Игнатьева

Редактор издательства Л. А. Моделевская

Художественный редактор В.В. Шупко

Технические редакторы Ю-®- Втехина, Л.Н. Фомина

Корректор Л.В. Зайцева

ИБ № 8194

Подписано в печать с репродуцированного оригинал-макета 11.08.91.

Формат 60х90*/16 Бум. офсетная № 1. Гарнитура Пресс-роман. Печать офсетная.

Усл.-печ. л. 18,0. Усл. кр-отт. 18,0. Уч.-изд. л. 19,43. Тираж 1860 экз.

Зак. №280 /2269-3. Цена 95 коп.

Набор выполнен на наборно-пишущей машине

Ордена "Знак Почета" издательство "Недра". 125047 Москва, Тверская застава, 3.

Московская типография № 6 Государственного комитета СССР по печати 109088, Москва, Ж-88, Южнопортовая ул., 24.

Ю.К.БУРЛИН А.И.КОНЮХОВ Е.Е.КАРНЮШИНА

ЛИТОЛОГИЯ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ толщ

Допущено

Государственным комитетом СССР по народному образованию в качестве учебного пособия для студентов вузов, обучающихся по специальности *Теология нефти и газа

Москва ’’Недра” 1991

ББК 26.3 Б 90

УДК 553.984

Рецензенты: д-р геол.-минер. наук ВТ. Кузнецов, кафедра петрографии и минералогии Университета дружбы народов им. П. Лумумбы

1804060200 - 240 „ ., Б 43-91

043(01)-91

ISBN 5-247-01495-2

© Б.К. Бурлии, А.И. Конюхов

Е.Е. Картошина, 1991