ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ

На стадиях диагенеза, катагенеза и метагенеза обломочные породы претерпевают существенные изменения своих структур, вещественных составов и физико-механических свойств. Наиболее заметные изменения претерпевают песчаные породы, о чем отчасти говорилось в гл. 4. Там было отмечено, что песчаники наиболее чувствительны (после углей) к постседиментационным процессам. Нагляднее всего их структурно-вещественные изменения видны при оптических наблюдениях прозрачных шлифов (см. рис. 4.1—4.3; 4.5; 4.6) и больше всего в аренитах. Их обломочные зерна подвержены коррозионным процессам (форма зерен искажается зубчатыми и заливообразными углублениями), а в межзерновых промежутках формируется аутогенный цемент. Он типизируется по двум признакам: 1) характер взаимоотношений с обломками; 2) внутренняя микроструктура.

Типы цемента песчаников таковы. Точечный — между соприкоснувшимися обломками находится кристаллик либо несколько кристалликов карбоната или других минералов, как бы припаявшего обломки друг к другу. Пленочный цемент — это тончайшая глинистая, кремнистая или карбонатная пленочка вокруг обломка. Разновидностью данного типа является цемент крустификационный (см. рис. 4.1, А). Он имеет вид мельчайших щеточек на всей поверхности обломочного зерна. Щеточки сложены либо листочками хлорита, гидрослюды, либо удлиненными кристалликами фторапатита, кварца и других минералов. В случае сплошного заполнения аутогенными веществами межзерновых промежутков цемент именуется поровым (см. рис. 4.6, 1), а если при этом обломки сильно рассредоточены и количество цемента приближается к 40—45% от всего объема породы, то он называется базальным (см. рис. 5.2).

Здесь следует заметить, что поровым или базальным цемент именуют в тех случаях, когда его минеральные индивиды своими размерами не превышают размеры обломков. Это может быть либо аморфное вещество (опал, фосфат — коллофан), либо каркас из хорошо окристаллизованных глинистых частиц (с пелитовой микроструктурой), либо микро- и мелкокристаллические агрегаты кварца, кальцита, доломита, сидерита, цеолитов и других минералов.

В некоторых случаях — при диагенезе или в начале стадии катагенеза, когда порода еще не уплотнена или уплотнена слабо, крупные кристаллы (величиной от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров) аутогенного гипса либо кальцита, барита, флюорита могут прорастать сквозь каркас из песчинок, как бы поглощая их и вбирая внутрь кристалла. Такой цемент именуют цементом прорастания, или пойкиллитовым. Его отличия от порового и базального типов легко выявляются с помощью поляризационного микроскопа — наблюдениями шлифа при включенном анализаторе и вращении предметного столика. Тогда все поле зрения или его части будут попеременно угасать и просветляться, обозначая площади среза кристаллов, поглотивших более мелкие обломочные частицы.

Еще один часто встречаемый в аренитах тип цемента — регенерационный (см. рис. 4.2). О нем и процессах его возникновения достаточно много сказано в подразд. 4.2.3 о катагенезе. На подстадии глубокого катагенеза регенерационные структуры песчаников бывают так тесно связанными с гравитационно-коррозионными структурами: уходящие в раствор компоненты реализуют себя по соседству (в участках относительно меньшего давления) в виде аутогенных наростов. Но источник вещества их может быть и иным (например, из прослоев глин или опок). А потому данные структуры бывают свойственны не всегда только глубокому катагенезу. Они иногда присущи начальному катагенезу и даже диагенезу. Массовая регенерация способствует резкому усилению крепости обломочной породы и снижению ее проницаемости для водных и газовых флюидов.

В одном и том же песчанике могут сосуществовать от двух до четырех типов цемента, сформированных в разное время. Этапность их формирования и увязку с геологическими событиями обеспечивает специфический стадиальный анализ (см. ч. III).

Последний тип скрепления каркаса из обломочных зерен — бес- цементный. Это так называемая цементация вдавливанием (см. рис. 4.1, Б—Г) с сопутствующими ей микроструктурами гравитационной коррозии обломков: конформными (выпукло-вогнутыми), ин- корпорационными (клиновидными) и микростилолитовыми (пильча- тыми). Все они подробно охарактеризованы выше (см. подразд. 4.2.3).

Признаки начала стадии метагенеза фиксируются в таких переуплотненных или крепко сцементированных песчаниках (аренитах) очень четко. Главный признак — структуры рекристаллизационного или рекристаллизационно-грануляционного бластеза на границах регенерированных и вдавленных друг в друга кварцевых обломков (см. рис. 4.5, 4.6). Механизм и условия их возникновения см. в подразд. 4.2.4. Вместе с бластическими структурами формируются так называемые шиповидные (см. рис. 4.3) и бородатые (см. рис. 4.1, Д) микроструктуры. Они возникают как результат глубокого врастания аутогенных слюд или хлоритов внутрь обломков кварца и полевых шпатов. От крустификационных цементов отличаются тем, что первые разрастались от поверхностей зерен во внешнее пространство, а шиповидные — устремлены внутрь зерна. Бородатыми Н.В. Логвиненко назвал такие вростки слюд, которые ориентированы однонаправленно, поперек вектора сжатия. Они развиваются под влиянием Pst в складчато-надвиговых областях.

Вместе с этими новообразованиями на стадии метагенеза широко развиты процессы краевого окварцевания, а также альбитизации обломочных полевошпатовых зерен; полного разрушения чешуй тер- ригенного биотита и сильной хлоритизации или эпидотизапии обломков пироксенов и амфиболов. Псаммитовые микроструктуры у большинства ПК искажаются коррозионно-бластическими процессами, из-за чего порода, воспринимаемая зрительно как песчаник определенного гранулометрического класса, при микроскопическом ее описании может называться метапесчаником (см. рис. 4.1, Д, Е 4.12).

Итог: наблюдая постседиментапионные изменения песчаных пород в мощных и однообразно построенных терригенно-глинистых толщах, исследователи Н.В. Логвиненко, А.Г. Коссовская, В.Д. Шутов, И.М. Симанович и другие литологи фиксировали определенную зональность прогрессирующих структурно-вещественных изменений сверху вниз по разрезу толщи, на основании чего ими фиксировалась стадийность катагенеза и метагенеза (см. гл. 4). Однако при этом сравнивались между собой и имелись в виду только те песчаные отложения, которые были изначально промыты от межзернового глинистого заполнителя. Прочие глинистые пески (вакки) преобразуются не контрастно. Их глинистый матрикс претерпевает трансформации — такие же, как и вещество соседних пластов глин (см. гл. 8), однако выявляются эти малозаметные преобразования в основном только рентгеноструктурными, электронно-микроскопическими и другими прецизионными методами.

В завершение можно добавить, что на стадиях ката- и метагенеза первичное вещество (седиментофонд) песчаных осадков служит главным источником для многих аутигенных новообразований, а потому песчаникам разных видов (согласно их вещественной классификационной схеме) будут отвечать неодинаковые сообщества аутигенных минералов в цементе и во включениях. Н.В. Логвиненко, А.Г. Коссовская и В.Д. Шутов назвали сообщества аутигенных минералов, принадлежащие конкретному вещественному виду песчаника, минеральными фациями ката- и метагенеза. Например, моно- минеральным кварцевым породам свойственны такие аутогенные компоненты: опал, халцедон, кварц и каолинит, трансформируемый при метагенезе в диккит. Литокластовым грауваккам свойственны: хлориты и иллиты, трансформируемые при метагенезе в серицит, а также кварц. Вулканомиктовым грауваккам — помимо вышеназванных минералов, свойственны цеолиты, альбит, эпидот, пренит. А аркозам сопутствуют иллиты, хлориты, кварц, альбит и иногда (при наличии обломочного среднего плагиоклаза) кальциевый цеолит — ломонтит, эпидот и сфен. В список не включались аутигенные карбонаты и сульфиды, которые присутствуют везде и причинно обусловлены не только особенностями седиментофонда, но многими внешними факторами (трансформации ОВ, привнос флюидами из соседних пластов и пр.).

Знание и учет особенностей постседиментационных изменений песчаных пород абсолютно необходимы для грамотных палеогеографических реконструкций. Например, коррозионные и регенерационные структуры могут быть ошибочно сочтены за якобы плохую окатанность песчаных зерен. А аутогенный глинистый цемент, также ошибочно принятый за исходный матрикс, может стать источником неправильной информации о изначальном седиментофонде и о геохимической обстановке дна бассейна седиментации. Кроме того, понимание закономерности минеральноструктурных изменений песчаных пород может дать ответ на многие вопросы о причинах обретения ими конкретных инженерногеологических свойств, о водоносности и процессах изменения экологической среды. Поэтому кропотливые петрографические описания шлифов песчаников должны быть непременным спутником всех видов геологических работ.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >