↑ Процессы катагенеза, управляемые преимущественно изменениями температуры и давления

Среди этих процессов, относимых в большинстве своём к катагенезу погружения (региональный катагенез), в меньшей мере к локально проявленному катагенезу в зонах тектонической активизации, мы будем различать начальный (ранний) и глубинный (поздний) катагенез, граница между которыми проходит приблизительно в области пластовых температур 100–140°С.

Глинистое вещество входит в состав самих глинистых пород, где оно слагает основную их массу, в состав цемента алевритовых, песчаных и гравелитовых пород, в состав карбонатных и эвапоритовых пород, где в тех или других масштабах слагает рассеянную примесь или организовано в виде прослоек и гнезд.

Рассмотрим основные процессы преобразования и новообразования глинистого вещества.

↑ Уплотнение глинистого материала

Уплотнение глинистого материала начинается ещё в диагенезе, однако в основном этот процесс протекает на стадии катагенеза.

Пористость только что отложившихся глинистых осадков составляет 70–90 %. (Для сравнения — начальная пористость песков 30–50 %). Темп сокращения пористости уплотняющегося глинистого ила существенно зависит от глубины седиментационного водоёма и скорости осадконакопления, определяющих действие взвешивающего эффекта столба воды. На рисунке хорошо видно, что одна и та же величина пористости (60 %) достигается для осадков Цюрихского озера и Черного моря уже на первом десятке метров погружения, а для пелагической (глубоководной) глины центральной части Тихого океана — на глубинах свыше 200 м. Для условий неглубокого эпиконтинентального моря первичная пористость глин падает вдвое уже на глубинах в несколько сотен метров (при давлении около 5 МПа). В дальнейшем темп сокращения объёма порового пространства замедляется, и, несмотря на то, что характер уплотнения каждой глинистой толщи имеет свои особенности, кривые глубинного распределения пористости глинистых комплексов разных бассейнов весьма схожи (рисунок). В глубоких зонах осадочного чехла пористость глинистых пород снижается до 3–8 %.

Темп и степень уплотнения глинистых пород существенно зависит от их состава. Например, для межсолевых карбонатно–глинистых отложений сравнивалась теснота связи между открытой пористостью (этот вид пористости включает в себя объём связанных между собой пор) и глубиной залегания (т.е. фактически величиной нагрузки) глинистых мергелей (50–75 % глинистого материала, остальное — карбонатное вещество), мергелей (25–50 %) и глинистых известняков (< 25 %). Коэффициент корреляции между открытой пористостью и глубиной залегания оказался равным: для глинистых мергелей –0,7, для мергелей — –0,5, для глинистых известняков — –0,4. Эти данные показывают, что для карбонатного вещества, в отличие от глинистого, существуют механизмы уплотнения, отличные от тех, что характерны для глин (наверное, это химические процессы цементации порового пространства).

Впрочем, процесс уплотнения и глинистых отложений не так прост и не ограничивается механическим (гравитационным) сжатием под действием нагрузки вышележащих пластов. Лабораторные опыты показывают, что простое, механическое, уплотнение пород в экспериментальных условиях не способно обеспечить столь низких значений пористости, которые, как правило, встречаются в глубоких зонах осадочно–породных бассейнов (таблица). Простое, гравитационное, уплотнение характерно для глин на этапе начального катагенеза. Здесь глинистые минералы изменяются слабо. Затем, на этапе глубинного катагенеза начинается активная перестройка глинистых минералов, главным процессом которой является образование гидрослюды, которая, будучи по своей структуре слюдистым минералом, обладает бульшей способностью к плотной укладке по сравнению с другими глинистыми минералами. Это приводит к интенсификации уплотнения глинистых пород и превращению глин (пластичных пород, хорошо размокающих в воде) сначала в аргиллитоподобные глины (размокающие в воде в течение 10–12 часов), а затем в аргиллиты (хрупкие породы, неразмокающие в воде). В ходе этого процесса увеличивается объёмная плотность глинистых пород: так, межсолевые девонские глинистые породы Припятского прогиба на глубине около 1200 м имеют объёмную плотность 2,28–2,31 г/см³, а на глубине 3200 м — 2,46–2,51 г/см³. В ходе процесса аргиллитизации глины теряют свои сорбционные свойства, что выражается в снижении  величины обменной ёмкости. (содержания поглощённых катионов) и уменьшении количества микроэлементов.

↑ Превращение и образование глинистых минералов

Гидрослюда. Наиболее изученным и широко распространённым процессом катагенетического преобразования глинистого материала, который протекает не только в глинистых, но и в песчаных толщах сравнительно глубоких осадочно–породных бассейнов и который имеет большие последствия для всей “катагенетической жизни” осадочных комплексов, является  гидрослюдизация  монтмориллонита.  Этим термином обозначается целая серия однонаправленных превращений глинистого вещества от монтмориллонита к гидрослюде, которые можно представить следующим образом: монтмориллонит à смешаннослойные гидрослюдисто–монтмориллонитовые фазы со всё возрастающим содержанием гидрослюдистых пакетов à смешаннослойные монтмориллонит–гидрослюдистые фазы со всё возрастающим содержанием гидрослюдистых пакетов à гидрослюда. Надо подчеркнуть, что преобразования могут начаться с любого члена ряда и завершиться любым его членом.

Обобщение материалов по многим регионам показало, что процесс гидрослюдизации монтмориллонита в платформенном чехле начинает проявляться на глубине в 1 км. Однако многофакторность гидрослюдизации монтмориллонита, характеризующаяся влиянием на процесс температуры (главного фактора), давления, геологического времени, литологического состава пород, возможности отвода продуктов реакции определяет различную глубинную и геотемпературную позицию зоны активной гидрослюдизации в осадочном чехле бассейнов. На сегодняшний день тур виза в китай стала на столько популярной как туры в Египет или Турцию. Также узнать стоимость туристической визы в китай вы сможете на сайте artchina.su

Например, в разрезе мезозоя Южного Мангышлака и Прикаспийской впадины монтмориллонит исчезает с глубины 1600 м, а смешаннослойные образования — с глубины 2300–3300 м. В третичных отложениях Восточного Предкавказья интенсивная гидрослюдизация начинается с уровня 3700 м, в эоцене побережья Мексиканского залива — 2250 м, в девоне Припятского прогиба — 3000–3200 м. В качестве рубежа начала гидрослюдизации монтмориллонита ориентировочно может быть принята температура 100–140°С.

Поскольку со структурно–минералогической точки зрения процесса превращения монтмориллонита в гидрослюду во–многом состоит во внедрении катионов калия в структуру монтмориллонита, то важным фактором гидрослюдизации, помимо температуры и давления, является наличие калия в растворах. Это позволяет понять, почему в глинистом цементе песчаников и гравелитов содержание новообразованной гидрослюды 1М обычно значительно выше, чем в аргиллитах. Это связано с существенно большей доступностью более проницаемых песчано–гравийных пород для подземных растворов, содержащих калий, и с переходом калия в раствор при разрушении калиевых полевых шпатов, которых гораздо больше в песчаниках и гравелитах, чем в глинистых породах. Например, в пелитовой фракции из аргиллитов межсолевой девонской толщи Восточно–Выступовичской площади Припятского прогиба аутигенная гидрослюда 1М появляется начиная с глубины 3000 м, где её содержание составляет 3–5 %; на глубинах 3200–3300 м её содержание достигает 20–30 %. В пелитовой фракции из одновозрастных песчаников и гравелитов этой же скважины содержание гидрослюды 1М на глубине 3000 м — 30 %, а на глубине 3300 м — 70 %.

Приведенная особенность распределения количества новообразованной гидрослюды свидетельствует о роли гидрогеохимической обстановки в протекании рассматриваемых нами сейчас процессов. Поэтому мы и назвали их процессами, управляемыми преимущественно изменениями температуры и давления. Значение гидрогеохимических условий для течения регионального катагенеза погружения будет продемонстрировано также при рассмотрении других глинистых минералов.

Гидрослюда образуется не только по монтмориллониту и смешанно­слой­ным гидрослюдисто–монтмориллонитовым минералам. В подзоне глубинного катагенеза она может развиваться также по каолиниту и практически по любому исходному глинистому материалу, что было установлено, например, на глубинах свыше 3500 м в карбоновой толще Днепровско–Донецкого прогиба. Гидрослюда может образовываться также по биотиту и полевым шпатам.

В результате гидрослюдизации монтмориллонита и другого исходного материала образуется только настоящая гидрослюда, которая относится к политипам 1М и 1Мd (последний менее совершенный и предшествует при преобразованиях первому), но и серия смешаннослойных гидрослюдисто–монтмориллонитовых фаз с разным числом гидрослюдистых и монтмориллонитовых пакетов. Важно иметь в виду, что вся эта гамма глинистых минералов нередко называется гидрослюдой. Поэтому надо знать, как различать на практике эти образования. Хотя по удлиненно–пластинчатой форме кристаллов можно опознать аутигенную (новообразованную) гидрослюду в электронном микроскопе (рисунок), больше информации о глинистом минерале от электронномикроскопического анализа трудно получить. Весьма большое значение для изучения глинистых минералов имеет метод электронографии, однако этим методом, обычно владеют узкие специалисты — “глинщики”. Основным и распространённым методом изучения глинистых минералов является рентгеновский анализ, основы которого должен знать каждый литолог. Базальным (главным) рефлексом (отражением, пиком) гидрослюдистых минералов на рентгеновской дифрактограмме [обозначается d₍₀₀₁₎] является рефлекс в области 10 Å. По положению базального рефлекса среди гидрослюд выделяются: а) настоящие гидрослюды с d₍₀₀₁₎ = 10,0–10,1 Å; б) гидратированные гидрослюды с d₍₀₀₁₎ = 10,1–10,2 Å; в) разбухающие гидрослюды с d₍₀₀₁₎ = 10,2–10,4 Å; г) смешанно­слойные монтмориллонит–гидрослюдистые минералы с содержанием монтмориллонитовых слоев от 10 до 30 % — d₍₀₀₁₎ = 10,4–11,0 Å.

Существует также метод оценки кристалличности настоящей гидрослюды. По степени кристалличности гидрослюды судят об интенсивности катагенеза. Степень кристалличности гидрослюды определяется по выраженной в миллиметрах ширине пика 10 Å на половине его высоты; чем уже пик, тем совершеннее кристаллическая структура (выше кристалличность) гидрослюды.

В зоне катагенеза, преимущественно на этапе глубинного катагенеза, протекает множество других реакций, которые заключаются в преобразовании и образовании глинистых минералов. Причём, направленность их может быть различной в зависимости от гидрогеохимической обстановки в осадочной толще.

Хлорит. Вторым весьма распространённым новообразованным минералом зоны катагенеза, главным образом подзоны глубинного катагенеза, является хлорит. В тех случаях, когда в среде минералообразования недостаёт калия для образования гидрослюды, но есть достаточное количество магния, может идти процесс хлоритизации монтмориллонита. Этот процесс, к примеру, установлен в верхнемеловых терригенных породах Камчатки и мезозойской толще Прикаспийской впадины. В терригенных отложениях эоцена побережья Мексиканского залива установлено преобразование каолинита в хлорит. Весьма распространённым катагенетическим процессом является развитие хлорита по биотиту, однако этот процесс характерен только для этапа (подзоны) глубинного катагенеза. В верхних частях зоны катагенеза биотит обычно преобразуется по другому пути. В некоторых случаях хлорит может образовываться также по полевым шпатам (в зоне хлоридных и гидрокарбонатных подземных вод с резким преобладанием натрия; угленосные отложения юры Иркутского бассейна). Установлено, что с глубиной новообразованные хлориты становятся всё менее железистыми и всё более магнезиальными.

Каолинит. Это весьма распространённый минерал в зоне катагенеза. А.В. Ко­пелиович полагал, что интенсивное развитие каолинита (и диккита — минерала каолинитовой группы с такой же формулой, как у каолинита, но кристаллически более совершенного) происходит на этапе регрессивного катагенеза, т.е. не при погружении осадочной толщи на глубину, а при её подъёме к поверхности. В образовании каолинита в данном случае может играть роль не столько снижение температуры и давления, сколько вывод толщи в зону слабоминерализованных инфильтрационных подземных вод. При этом геохимические условия регрессивного катагенеза приближаются к условиям выветривания (гипергенеза), для которых образование каолинита является типичным процессом.

Катагенетический каолинит образуется главным образом в песчаниках, где представлен преимущественно крупными, веерообразными, гармошковидными кристаллами, слагающими агрегаты, которые замещают обломочные зёрна плагиоклаза, листочки биотита, глинистую массу цемента пород. Иногда каолинит синтезируется в поровом пространстве песчаников из растворов, слабо перенасыщенных алюминием и кремнием (рисунок).

Рассматривая гидрослюду и хлорит, мы отметили, что эти минералы могут образовываться по каолиниту в подзоне глубинного катагенеза. Однако при определённых условиях каолинит бывает весьма устойчив в этой подзоне. Например, Н.В. Логвиненко отметил, что в карбоновых отложениях Днепровско–Донецкого прогиба на довольно больших глубинах встречаются чисто каолинитовые аргиллиты. В.Д. Шутов же установил, что в условиях глубинного катагенеза каолинит может постепенно преобразовываться в свою полиморфную модификацию — диккит. Однако это наблюдается только в кварцевых песчаниках с мономинеральным каолинитовым цементом.

Ниже, в одной из следующих лекций, мы рассмотрим ещё один случай образования каолинита в катагенезе, который относится к группе процессов, управляемых изменениями гидрогеологической обстановки.

Каолинит — наиболее крупнодисперсный глинистый минерал. Поэтому его достаточно хорошо наблюдать в шлифах в поляризационном микроскопе. В электронном микроскопе аутигенный каолинит распознаётся по гексагональной и псевдогексагональной форме кристаллов. При рентгеновском изучении каолинита о степени его кристаллического совершенства и аутигенном характере (аллотигенный каолинит обычно кристаллически несовершенный из–за появления дефектов при транспортировке) судят по характеру базального рефлекса 7,14 Å. Если требуется строгая оценка кристаллического совершенства каолинита, рассчитывают коэффициент кристалличности по методике Д. Хинкли, основанной на учёте величины разрешения трёх основных рентгеновских отражений. Кстати, стоит заметить, что в связи с величиной кристаллов минералов каолинитовой группы, для их изучения лучше пользоваться фракцией <0,01 мм, а не фракцией <0,001 мм, как для других глинистых минералов.

Подводя итог рассмотрению преобразований глинистого материала на стадии катагенеза, отметим главное. Несмотря на то, что катагенетические процессы с участием глинистых минералов весьма разнообразны, несмотря на то что в зависимости от конкретных геохимических условий осадочной толщи возможны и протекают процессы разной направленности, главная и наиболее типичная тенденция минералогических превращений глин в зоне катагенеза, управляемая термобарическим фактором, заключается в том, что с глубиной глинистая минеральная ассоциация приобретает преимущественно хлорит–гидрослюдистый состав. Причём, в большинстве бассейнов существенно преобладает гидрослюда. А главным исходным материалом для её образования, особенно в глинистых толщах, являются  монтмориллонит и смешаннослойные гидрослюдисто–монтмориллонитовые минералы.