ГЛАВА I. Происхождение и изменения
карбонатных пород
СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ.
Карбонатными породами, как известно, нередко сложены значитель-ные по
мощности толщи. Принято считать, что исходным материалом для образования
карбонатных пород служили растворенные в водах соли каль-ция и магния. При
избыточном количестве последних в водной среде они начинают выделяться в
осадок чисто химическим путем, либо при погло-щении из водной среды живыми
организмами эти соли попадают в осадок в виде карбонатных скелетных
остатков.
Несомненным является наличие в этих породах трех генетических
карбонатных составляющих: 1) биогенного, точнее органогенного, карбо-ната,
преимущественно СаСО3, в виде скелетных остатков различных ор-ганизмов и
водорослей; 2) хемогенного карбоната, осажденного непос-редственно из
водных растворов, и 3) обломочного карбоната, представ-ленного различными
по размерам ( и форме ) обломками карбонатных по-род ( или уплотненных
карбонатных осадков ). Количественные содержа-ния этих карбонатных
составляющих в породах ( осадках ) могут варьи-ровать в очень широких
пределах.
Соответственно процессы карбонатообразования могут быть органо-
генными, хемогенными и чисто механическими.
Главными факторами физико - химических ( и гидродинамических )
условий, контролирующими осаждение карбонатов, являются:
1) состав вод седиментационного бассейна - общая их минерали-зация и
солевой состав, поскольку растворимость карбонатов в разных растворах солей
( соответственно в водах различных водоемов ) будет различной;
2) газовый фактор - практически количество растворенной в водах
свободной углекислоты (СО2), поскольку повышение или снижение его сдвигает
карбонатное равновесие в ту или иную сторону, в частности, для СаСО3: СаСО3
+ Н2О + СО2 Са(НСО3)2;
3) температура и давление, изменение которых вызывает изменение
содержания в водах свободной СО2. Повышение температуры ( снижение давления
) способствуют удалению СО2 из водной среды и, следовательно, выделению
карбонатов в осадок. Наоборот, при понижении температуры вод ( повышении
давления ) растворимость СО2 в них возрастает, соот-ветственно повышается
растворимость СаСО3, что препятствует его осаж-дению;
4) щелочной резерв (рН) водной среды - для возможностей осадки
карбонатов она должна быть щелочной, со значениями рН > 8, при этом не
только в поверхностных, но и в придонных слоях бассейна, так как иначе
отложения карбонатов вновь будут переходить из осадка в раствор;
5) гидродинамических режим водных бассейнов, который создается
различными движениями вод - волновыми, течениями ( со всегда прису-щей им
турбулентностью ) и в подчиненной степени приливно - отливными движениями и
конвекционными потоками. Все эти переме-щения, перемешивая водные массы,
меняют физико - химические условия в различных участках седиментационного
бассейна. Кроме того, они вы-зывают горизонтальные переносы осевшего на дно
карбонатного матери-ала, пока он еще не зафиксирован в осадок.
ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ И ЭПИГЕНЕТИЧЕСКИЕ
ИЗМЕНЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ - ПОРОД
Диагенетические изменения карбонатных осадков, так же как даль-нейшие
эпигенетические преобразования уже литифицированных карбо-натных пород, во
многом предопределяются условиями образования осад-ков - их вещественным
составом и структурными особенностями.
В соответствии с представлениями Н. М. Страхова диагенезом мы будем
называть все процессы, происходящие в осадке сразу же после его образования
( седиментации ) до момента полной его литификации и превращения в породу.
Различают стадии раннего и позднего диагенеза, хотя строгого кри-
терия этого разграничения не существует. В раннем диагенезисе осадок
представляет собой высокопористую, сильно обводненную, резко неурав-
новешенную, неустойчивую многокомпонентную физико - химическую систему
легкоподвижных и реакционноспособных веществ.
На стадии позднего диагенеза процессы изменения осадков значи-тельно
замедляются и в конце ее осадок достигает состояния внутренне
уравновешенной системы, т. е. превращается в породу.
Дальнейшие изменения возникшей породы относятся уже к стадии
эпигенеза. Можно различать эпигенез "прогрессивный" и "регрессивный ". Для
первого Н. Б. Вассоевич в 1957 г. предложил название " катагенез ",
получивший широкое распространение. В катагенезе преобразования по-род
происходят при постепенном погружении их на большие глубины. В условиях
заметного возрастания температуры и давления породы, почти не меняя
минеральный состав, испытывают значительное региональное уплотнение.
Следствием его является перекристаллизация карбонатного материала (
укрупнение зерен ) с возможным образованием сложных, зубчатых контактов
зерен. Имеющиеся в карбонатных породах поры, а также трещины при наличии в
разрезах глинистых пород могут заполняться водами, при региональном
уплотнении отжимаемыми из глин в больших количествах. Возможно "
катагенетическое проникновение " в карбонатные породы вод и другого
происхождения, в том числе эндогенного.
Процессы, которые могут происходить в карбонатных осадках в диагенезе
и в карбонатных породах в эпигенезе, весьма сходны. К ним относятся
уплотнение, цементация, доломитизация, перекристаллизация, сульфатизация,
выщелачивание и др.
УПЛОТНЕНИЕ И ЦЕМЕНТАЦИЯ.
Общеизвестно, что уплотнение осадков в диагенезе связано с отжи-
манием из них захороненных вод, которое происходит в основном под влиянием
все возрастающей нагрузки перекрывающих отложений. Естес-твенно, уплотнение
осадков приводит к уменьшению их влажности, воз-растанию их плотности и,
главное, к сокращению их пористости. По дан-ным Р. Миллера, для осадов в
целом характерны значения плотнос-тей менее 2 г/см3 и пористости более 30
%. Значения соответственно рав-ные 2 - 2,2 г/см3 и не менее 30 %, отвечают
уже состоянию породы, а не осадка.
Сведения о характере уплотнения карбонатных илов в диагенезе ограни-ченны и
неоднозначны. В большинстве случаев оно признается значи-тельным, и,
главное, происходящим очень быстро . При этом счи-тается, что основное
уплотнение карбонатных илов происходит в их са-мых верхних слоях мощностью
до 0, 5 - 0, 6 м. У. Х. Тафт указывает, что современные карбонатные осадки
Флоридского залива наиболее значительно уплотнятся, судя по уменьшению их
влажности, в верхнем ( 15 - 30 см ) слое.
Некоторые исследователи ставят карбонатные породы по способ-ности к
диагенетическому уплотнению на второе место после глин или рядом с ними.
Значительным уплотнением и быстрой лити-фикацией объясняется основная
потеря карбонатными осадками первона-чальной высокой пористости. В
современных карбонатных осадках она составляет в среднем 60 - 70 %, что
резко контрастирует с пористос-тью древних карбонатных пород, которая
обычно имеет значения около 2 - 3 % и менее, а в карбонатных пластах -
коллекторах, содержащих залежи нефти и газа, в среднем 8 - 10 % и менее.
Однако существуют мнения о том, что в потере первоначальной
пористости карбонатных осадков решающую роль играло не уплотнение, а "
цементация ", т. е. процессы минерального карбонатообразования . При этом
отмечается, что потеря пористости карбонатными осадками, в частности
писчими мелами, является прямой функцией глубины их погружения ( исключая
случаи возникновения в пластах АВПД, внедрения нефти или проявлений
тектонических напряжений) . Таким образом, фактически и здесь на лицо
влияние на карбонатный осадок все возрастающей с глубиной нагрузки (
давления ), т. е. уплотнения.
Таким образом, в разных типах карбонатных пород уплотнение будет
проявляться по - разному, соответственно по - разному отражаясь в изменении
( снижении ) первоначально высокой пористости осадков. Наиболее резко
сказывается уплотнение на пелитоморфных карбонатных илах, значительно
меньше - на карбонатных осадках, состоящих в основном ( 40 - 50 % и более
) из форменных карбонатных образований; слабо подвергаются уплотнению
карбонатные " осадки " - продукты различных прижизненных органогенных
построек.
ПЕРЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ.
Перекристаллизация - процесс роста кристаллических зерен, т. е.
увеличение их размеров, которое согласно общепринятым определениям
происходит без изменения их минерального состава. Однако в последние годы к
перекристаллизации относят также и укрупнение зерен, происхо-дящее при
переходе неустойчивых метастабильных модификаций СаСО3 ( арагонита и
высокомагнезиального кальцита ) или СаСО3* MgCO3 ( каль-циевого доломита,
или протодоломита ) в устойчивые низкомагнези-альный кальцит и доломит.
В диагенезе перекристаллизация происходит за счет частичного
растворения и переотложения растворенного карбоната в осадке иловыми
водами. В эпигенезе она обусловлена в большей степени растворяющим влиянием
давления ( при катагенезе ) либо воздействием циркулирующих в породе
вадозных вод ( при регрессивном эпигенезе ). Общим правилом растворения
является лучшая растворимость более мелких зерен, за счет которой и растут
зерна, относительно более крупные.
Результатом диагенетической перекристаллизации служит частичное или
полное преобразование пелитоморфной (коллоидной, тонкозернистой )
карбонатной массы в мелкозернистую. Условно размер возникающих зерен
ограничивается пределом 0, 05 мм. Как правило, диагенетическая, особенно
раннедиагенетическая, перекристаллизация, происходящая в заметно
обводненном осадке, носит более или менее равномерный характер.
Оценки роли перекристаллизации в изменении пористости пород
противоречивы. Как считают Г. А. Каледа и Е. А. Калистова, в большинстве
случаев перекристаллизация снижает пористость, но иногда приводит к ее
возрастанию. По мнению же К. Б. Прошлякова и др. , она увеличивает емкость
известняков и доломитов.
Очевидно, влияние перекристаллизация на пористость в общем случае
может выражаться по - разному:
1) пористость не будет меняться, если происходящее при перекрис-
таллизации частичное растворение и переотложение карбонатных веществ будет
сбалансированным;
2) пористость может ухудшаться при возникновении компактного сложения
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6