Классификация осадочных пород

⇐ ПредыдущаяСтр 11 из 20Следующая ⇒

Вопрос чрезвычайно сложный, т.к. на сегодняшний день нет такой классификации, которая устроила бы всех учёных. Есть очень простые классификации (Н.М. Страхов) и есть очень сложные (В.Т.Фролов). Каковы же принципы классификации? Горные породы – это агрегаты минералов определённой структуры.

Следовательно, главным системным признаком является минеральный состав. Это один из признаков классификации по вещественному составу. Иногда в качестве системного признака выдвигается химический состав, но это логическая и фактическая ошибка. Химический состав подстилает минералогический уровень организации в-ва, и поэтому он является системным признаком для системы минералов, т.е. химический состав является вспомогательным, а не главным признаком.

Другим после минерального состава признаком горных пород является их структура, т.е. строение. Иногда она выступает на первое место (например, граниты и аркозовые песчаники имеют одинаковый состав, но резко отличаются структурой – гранобластовой у гранитов и обломочной у песчаников). Но большей частью структура выступает явно подчинённым компонентом по отношению к минеральному составу.

Третьим признаком классификации является генетический, основанный не на фиксируемых фактах, а на представлениях о способах и условиях образования пород, т.к. мы не можем прямо наблюдать и измерять параметры геологических процессов и физико – географических, а также физико – химических условий их формирования. Поэтому генетические классификации лишь вероятностны и в той или иной мере субъективны. Отсюда и сложность и многообразие классификаций. Даже после изучения многие слои и породы относятся к тем или иным генетическим типам условно. И потом наши представления о генезисе пород с появлением нового материала нередко меняются на прямо противоположные (например, континентальные песчаники становятся морскими).

Поэтому геолог должен при изучении создавать или иметь готовыми два типа классификаций: петрографические и генетические.

Краткий обзор существующих классификаций.

Их очень много, остановимся лишь на некоторых. Лучицкий В.И. выделял по генезису следующие породы: обломочные, химические и органогенные. (Недостаток: разорваны известняки, силициты и фосфаты). М.С.Швецов выделял тоже по генезису: обломочные, глинистые и хемо-биогенные. Здесь название 3-ей группы алогичное. Существует и другие классификации, которые громоздки и не получили широкого распространения. Это классификация Батурина В.П. по фазам исходного в-ва, Петтиджона Ф. по тектоническим условиям формирования и др Приведу ещё классификацию Страхова Н.М., которая, как мне кажется, наиболее ближе к истине. По вещественному составу и генезису он выделяет: 1) обломочные, 2) глинистые, 3) глинозёмистые (аллитные) 4) железистые, 5) марганцевые, 6) фосфатные, 7) кремнистые, 8) карбонатные, 9) соли, 10) каустобиолиты.

Классификация Фролова В.Т.

Окисные

1. аквалиты, или водные породы

2. силициты, или кремневые породы

3. манганолиты, или марганцевые породы

4. ферритолиты, или железистые породы

5. аллиты, или алюминиевые породы (бокситы)

Солевые

6. эвапориты, собственно соли

7.карбонатолиты, или карбонатные породы

8. фосфориты, или фосфатные породы

Органические

9. каустобиолиты (органические) породы

Силикатные

10. глины или глинистые породы

11. кластолиты или обломочные кварц-силикатные породы.

Эта классификация похожа на классификацию Страхова, только изменён порядок расположения пород и добавлены водные породы. Это наиболее современная классификация, но, используемая не всеми геологами.

Составные части осадочных пород.

Осадочные породы по составу слагающих их компонентов резко отличаются от магматических и метаморфических пород своей общей неоднородностью, т.к. они чаще всего формируются из разнообразных источников вещества. Всё на Земле участвует в образовании осадочных пород, даже космические компоненты, а в последнее время к природным добавляются и искусcтвенные, техногенные. Всё разнообразие генетических составных частей можно разделить на 9 групп или типов:

А. Природные или естественные

I. Внеземные, космические

1.Космогенные < < 1%

II. Земные, или теллурические

II a. Эндогенные

2. Вулканические, или вулканогенные 2-3%

II б. Экзогенные

3. Реликтовые: а) терригенные, б) эдафогенные –15-17%.

4. Новообразованные гипергенные: -60%

а) терригенные

б) гальмиролитические

5. Биогенные: а) терригенные, б) мариногенные-10-15%

6. Седиментогенные химические – 6-7%

7. Диагенетические –1-2%

8. Ката- и метагенетические (эпигенетические) < 1%

Б. Искусственные или техногенные

9.Технические < < 1%

Все генетические типы компонентов могут быть объединены по отношению к месту седиментации на две группы:

-аллохтонные или аллотигенные (типы 1, 2, большая часть типов 3 и 4, часть5 и 9), т.е. привнесённые со стороны, как бы чужеродные для места накопления.

-автохтонные или аутигенные (3б, 4б, 6, 7, 8, отчасти 4а, 5а), возникающие на месте в осадке или в породе на разных стадиях образования, изменения или разрушения осадочных пород.

Как видно из таблицы, больше половины (60%) объёма осадочных пород или стратисферы составляют новообразованные гипергенные терригенные компоненты – это мощные глинистые и алеврито- глинистые толщи, на втором месте (15-17%) реликтово – терригенные – обломочные породы от глыбово-блоковых до тонкопесчаных, отчасти алевритовых, на 3-м месте – биогенные карбонатные (10-13%), кремневые (1-2%), фосфатные, на 4-м месте – химические седиментогенные (известняки, доломиты, сидериты, соли и др. ) – 6-7%, может быть и до 10% и возможно претендующие на 3-е место.

Рассмотрим каждый компонент подробнее.

Космические, или космогенные, компоненты < < 1%

Космического материала поступает на Землю ежегодно около 1 млн. т. – max из указываемых количеств. Это ничтожное кол-во представлено, в основном, тонким материалом – шариками 2-х типов:

1) черные, блестящие, магнитные, диаметром < 0.2мм, состоящие из самородного железа или сплава с магнетитовой оболочкой и,

2) бурые, более крупные (в среднем 0.5мм.), с менее гладкой, исчерченной поверхностью, часто со сферолитоподобной структурой, состоящими из бронзита, анортита или оливина, т.е. имеющие в своём составе силикаты.

Крупные метеориты (с диаметром > 1км – астероиды, меньше – метеориты) – металлические или силикатные – составляют небольшую часть космического материала.

Космический материал почти полностью тонет и там теряется в разбавляющем его земном, особенно в терригенном, им поэтому его долго не замечали. Только полярные исследователи в конце 19го века обнаружили тёмную пыль на снегу и дали ей название “криоконит” (1890). Космические шарики обнаружены также на горных ледниках и в медленно накапливающихся абиссальных осадках центральных, наиболее отдалённых от континентов частей.

Классическими стали данные о нахождении в 1 литре красной океанической глины 15-30 космических шариков, а в 1 литре глобигеринового известкового ила всего 1-2 шарика. Дело в том, что красная океаническая глина накапливается очень медленно (0.1мм за 1000 лет), в 15-30 раз медленнее глобигеринового ила, и поэтому в них были найдены космические шарики, иначе космических шариков вообще не найти в осадке, они рассеиваются.

В настоящее время космический материал имеет чисто теоретическое значение; он даёт представление о ближайшем космосе и о том первичном материале, из которого образовалась Земля путём слипания. По космическому материалу можно составить представление о скоростях накопления Земного материала. Поэтому и был замечен криоконит в полярных странах, что туда почти не заносилась земная пыль.

В истории Земли роль космического материала была большой, а в начальные этапы (может быть, первые 200-500 млн.лет), когда Земля только формировалась как небесное тело и только начинала жить геологической жизнью, космический материал был единственным типом компонентов для всех будущих пород. Из этого следует вывод об условности понятий “первичные” или “вторичные” по отношению к царствам горных пород. Наиболее первичны на Земле породы космического происхождения – механические осадки, хотя они состояли из вторичного материала – каких-то магматических пород и других компонентов допланетного этапа развития космоса.

В условиях Земли происходила затем эволюция этого первично осадочного космического материала и его разделение на магматические, вторично-осадочные и метаморфические породы, испытавшие неоднократные взаимопревращения в круговоротах вещества, что составляет содержания тектоно-магматических и других земных циклов.

Вулканогенные, или вулканические, компоненты.

Вулканические компоненты – уже заметная часть осадочных пород (2-3%), причём они не остаются на уровне компонентов, а поднимаются выше по лестнице организации вещества и образуют самостоятельные горные породы – туфы, химические руды Fe, Mn, кремни, серу и т.д. – их пачки и даже формации, обычно смешанные а именно вулканогенно-осадочные (например, лавово-туфовые).

Вулканические компоненты представлены всеми тремя агрегатными состояниями вещества: твёрдыми, жидкими, газовыми.

Они не обязательно связаны с вулканами, к ним относятся и те, которые выходят на поверхность Земли с горячими источниками, не имеющие прямой или косвенной связи с вулканами, а также грязевулканические туфы нефтяных областей.

Твёрдые компоненты – вулканокласты по генезису делятся на:

1) пирокласты –обломки ювенильные или резургентные (образованные при взрыве вулканической постройки или его фундамента), и те и другие возникают при эксплозивной, т.е. взрывной деятельности вулкана, лава которого богата газами;

2) лавокласты- обломки потоков лав, возникающие при их движении по поверхности Земли, они захороняются в осадочном материале;

3) гиалокластиты, возникающие как и лавокласты, при эффузивной деятельности вулканов, но обязательно подводной или подлёдной, в результате десквамации (шелушения) лавовых шаров при термическом шоке (закалке) от соприкосновения горячей лавы с холодной водой или льдом, а также при пульверизации лавы (шариковые или глобулярные гиалокластиты ) через трещины застывшей корки, реже при эксплозиях на дне неглубокого водоёма (подводно-туфовые гиалокластиты).

По структурно – петрографическому характеру твёрдые вулканокласты делятся на:

1) литокласты – обломки вулканических пород, не распавшиеся при дроблении на вкрапленники и стекло;

2) кристаллокласты – отдельные зёрна или скопления отддифференцированных вкрапленников в лаве – КПШ, Pl, Prx, Amf, Bt, Mgt, Q.

3) Витрокласты – обломки стекла, не успевшего раскристаллизоваться при распылении жидкой лавы в воздухе.

Надо отличать вулканокласты от аналогичных по составу эпикластов (или экзокластов), возникающих не при вулканической деятельности, а после неё, при расчленении и перемывании лавовых потоков ветром, реками, прибоем и т.д. Они будут относиться к другому типу компонентов – реликтовым обломочным терригенным или эдафогенным, хотя по составу они вулканические.

Наиболее мощны и разнообразны по составу и генезису туфовые породы, мощность которых достигает 10-ков метров для одноактных вулканических извержений. Толща туфов достигает многих 10-ков метров.

Жидкие вулканические коипоненты.

Привносятся гидротермами и представляют собой истинные и коллоидные растворы кремнезёма, окислов железа, марганца, Al, фосфорных и других соединений, переносимых в виде хлоридов, бромидов, карбонатов и других форм, т.е. преимущественно в виде кислых растворов. Щелочные гидротермы редки.

В настоящее время установлено, что и вода и растворённые в ней анионы и катионы в основном не ювенильны, а ремобилизованы из осадочной оболочки Земли при её прогревании поднимающимся магматическим диапиром.

При охлаждении и дегазации у поверхности Земли гидротермальные растворы разгружаются и дают соответствующие осадки, в том числе руды Fe, Mn, как на суше, так и в водоёмах и на морском дне и пополняют солевой состав Мирового океана, где эти вулканические компоненты обезличиваются.

В последние 10-12 лет в зонах раздвига океанического дна открыты гигантские конусовидные гидротермальные сооружения высотой до 0.5км. – так называемые чёрные и белые курильщики, состоящие из сульфидов, сульфаты, окислов Fe, Cu, Pb, Zn и др.

Гидротермальные компоненты и качественно и количественно изучены ещё недостаточно.

Газовые компоненты поставляются фумаролами и др. эксгаляциями. Они связаны динамическим равновесием с гидротермами и имеют ряд общих компонентов: пары воды, CO₂, CO, H₂, N₂, H₂S, NH₃, CH₄, As, Cl и др. Многие из них также мобилизованы в стратисфере. Большая часть их была растворена под большим давлением в недрах, а в газовую фазу выделилась у поверхности. Дальнейшая судьба газов различна. Сероводород, окисляясь в воздухе даёт элементарную серу, которая образует конусы – грифоны высотой до 10м. Часть сероводорода связывается в сульфиды железа и цветных металлов и даёт рудные осадки или жилы, другая часть переходит в сульфаты. Переходят в твёрдую фазу и некоторые другие газы, но большая их часть рассеивается в атмосфере, а также растворяется в воде и уносится в океан.

Теоретическое и практическое значение вулканогенных компонентов велико. Прежде всего они являются материальным документом недр Земли. Рассеянные на сотни километров от вулканических центров, они имеют больше шансов сохраниться в геологической летописи истории Земли, чем вулканические породы. Кроме того они строго стратифицированы среди слоистых осадочных пород, т.е. имеют возрастную привязку. Поэтому история вулканизма не может быть восстановлена без изучения этих компонентов в осадочных породах. Особенно далеко разносятся витрокласты.

Прослои туфов формируются практически мгновенно, поэтому они идеальные стратиграфические реперы. В последнее десятилетие развилось даже самостоятельное направление – туфовая или тефровая, стратиграфия.

По туфам развиваются ценные полезные ископаемые:

каолины (в кислых условиях торфяных болот), монтмориллонитовые отбеливающие глины (на дне моря и в других щелочных условиях), цеолиты. Химические гидротермные осадки – ценные руды Fe, Mn, S, As, Sb, Cu, Pb, Zn и др., а также многие яшмы, возможно, некоторые фосфориты и бокситы.

Реликтовые обломочные компоненты (15-17%).

Реликтовые обломочные компоненты – ещё более важные геологические составные части осадочных пород, которые традиционно считаются наиболее типичными осадочными и поэтому изучены наилучшим образом. Реликтовые обломочные компоненты генетически подразделяются на терригенные, образующиеся на суше и сносимые с неё, и эдафогенные, т.е. рождённые на дне моря, ближе к месту захоронения. И те и другие петрографически представляются лито-, кристалло-, витро- и биокластами, а по относительному содержанию в осадках и породах – породообразующими (главными и второстепенными) и акцессорными, т.е. редкими компонентами.

Реликтовые терригенные обломочные компоненты.

Они образуются при экзогенных процессах механического и отчасти химического (подзолистые кварцевые пески и др.) выветривания всех г.п., а также при тектонических дислокациях и в результате деятельности человека. Теоретически они могут быть любого земного состава, однако при транспортировке и ещё раньше при выветривании – происходит их важный естественный отбор, в котором содержание химически или механически нестойких компонентов уменьшается, а многие из них в конце концов даже исчезают, оставшиеся же высокозрелые представлены практически лишь кварцем и кварцитами.

Породообразующие реликтовые терригенно-обломочные компоненты – обломки осадочных, магматических и метаморфических пород – литокласты, кристаллокласты и витрокласты.

Литокласты невозможно перечислить, но главнейшие из них: обломки глинистых, карбонатных, песчаных и туфовых пород; базальтов и др. эффузивных пород, гранитов и др. интрузивных пород; кварцитов, сланцев, гнейсов и др. метаморфических пород. Это главнейшие, но встречаются и другие: обломки углей, фосфоритов, руд, солей и т.д.

Кристаллокласты как породообразующие немногочисленны. Из них резко выделяется самый стойкий в экзосфере – кварц, практически во всех экзогенных процессах накапливающийся в осадках. В настоящее время тонкий анализ кварцев позволил выделить свыше 10-ти его разновидностей, по которым восстанавливаются источники сноса и питающие провинции.

На втором месте полевые шпаты (Pl u КПШ): КПШ происходят главным образом из гранитов, а плагиоклаз из эффузивов и тоже гранитоидов.

На третьем месте – слюды: мусковит и биотит.

Из остальных минералов породообразующими бывают: Prx, Amf, Mgt, Il, гранат. Мощность их пластов редко превышает 1м.

Акцессорные реликтовые терригенно-обломочные компоненты – многочисленны.

Теоретически все минералы и литокласты Земли встречаются в качестве акцессорных, однако наиболее распространены около 50-60 видов, если считать и самородную платину, золото, серебро. Обычно они содержатся в породах в количестве не больше 1-2% и выделяются для изучения тяжёлыми жидкостями как тяжёлые фракции, а также магнитной и электромагнитной сепарацией. В полевых условиях промывкой в лотках их выделяют как шлихи. Для изучения их делят на прозрачные и непрозрачные или рудные. Первые подразделяются на бесцветные и окрашенные, вторые по цвету в отражённом свете и блеску.

Важным для генетических выводов является подразделение тяжёлых минералов по первичному источнику.

Из магматических пород происходят: Prx, Ol, Amf, Mgt и др. (их много).

Из метаморфических пород поступают: Amf, Mgt, Chl, Ep, гранат, корунд, топаз и др. Для тех и других характерно преобладание нестойких минералов: Ol, Sl, Prx, Amf, Chl, Mgt. Значительно содержание и полустойких минералов: эпидот, цоизит, ставролит, дистен, гранат, апатит, барит.

Какие же акцессорные минералы происходят из осадочных пород? Если тяжёлая фракция состоит из циркона, рутила, шпинели, анатаза, брукита, сфена, ильменита, лейкоксена и др., то материал, её содержащий, образовался за счёт размыва не магматических или метаморфических пород, из которых первично произошли эти минералы, а за счёт осадочных пород, куда они также попали не сразу из первичных материнских пород, а испытали не один цикл вызревания – выветривания и переотложения, при которых в ходе естественного отбора минералов исчезли нестойкие. Поэтому важными становятся ряды по коэффициентам зрелости, мономинеральности (для лёгкой фракции, стремящейся в своём развитии – вызревании - к мономинеральному кварцевому составу, устойчивости).

Коэффициент зрелости – отношение суммы содержания устойчивых и неустойчивых минералов. У мономинерального кварцевого песка он близок к 100%.

å _{уст. мин}

К = --------- х 100%

å _мин

По комплексам терригенных минералов восстанавливают питающие провинции, коррелируют стратиграфические разрезы и решают палеогеографические задачи.

Питающая провинция (Пустовалов, 1940) - пространственно ограниченный комплекс пород (изверженных, метаморфических, осадочных или тех и других вместе), развитых в данной области разрушения и служащих источником обломочных минералов для образования синхронных с ним осадков.

Каждая питающая провинция ограничена водоразделами У Волги питающая провинция – почти вся Русская (или Восточно-Европейская) равнина и западный склон Урала. У притоков рек питающие провинции меньше, их можно рассматривать как подпровинции главной провинции. Если иметь в виду притоки притоков, то устанавливается многоступенчатая (многоуровенная) система (иерархия) питающих провинций.

У каждой питающей провинции неповторимо соотношение пород, поэтому они поставляют в осадки также индивидуальные комплексы минералов, отличающиеся от смежных одновозрастных, если не качественно (присутствием или отсутствием тех или иных минералов), то количественно. Этот комплекс терригенных минералов в осадках позволяет выделить в отложениях терригенно-минералогические провинции, по которым можно составить представление о питающих провинциях. Понятие о терригенно-минералогических провинциях введено в науку В.П.Батуриным (1931), который понимает под ними: «современные и древние области осадконакопления, характеризующиеся присутствием в отложениях одного и того же комплекса реликтовых минералов». В гносеологическом плане (теория познания) первичны ТМП, а вторичны ПП, т.е. по ТМП литолог восстанавливает ПП. В онтологическом плане (учение о бытие), наоборот, первичны ПП, которые порождают ТМП. Соотношение ТМП и ПП можно иллюстрировать схемой, на которой упрощенно показаны три ПП.

Литолог, изучая терригенные минералы в отложениях, должен оконтурить площадь распространения данного комплекса и тем самым наметить границы ТМП, уловив смену другим комплексом минералов, т.е. соседней ТМП. Эта смена может быть выражена изменением как качественного состава, так и количественным соотношением минералов или коэффициента зрелости. Поэтому необходим количественный подсчет минералов в тяжелой, а иногда и легкой фракции. Переходя от одной ТМП к другой, литолог постепенно картирует распределение терригенных минералов, нерадко составляя карты для каждого минерала или литокласта, т.е.

Выясняет ореолы рассеяния или распространения компонента. По существу это фациальные карты, только частные, составленные по отдельным признакам. Наложение карт друг на друга дает более полную и комплексную картину распределения терригенных минералов и их комплексов – терригенно-минералогических фаций, отвечающих той или иной ТМП. На этой базе делаются более обоснованные выводы о ПП, их петрофонде, т.е. наборе пород, их количественном соотношении и расположении. При этом нужно вносить поправку на изменение соотношения при переносе или выветривании, учитывая разрушение и исчезновение слабых и неустойчивых минералов и обломочных пород.

Литолог оконтуривает однородный комплекс минералов не только на площади, но и по вертикали, т.е. в разрезе. Эти комплексы становятся, таким образом, и стратиграфическими (СТМК). Они характеризуются не только возрастным диапазоном, но и площадью распространения, чем определяется радиус действия его как стратиграфического признака. Чем больше радиус действия, тем увереннее коррелируются разрезы и на большей площади.

Еще одно свойство терригенных минералов ценно для стратиграфии – часто небольшая мощность отложений, им охарактеризованных и четкая смена на границах в вертикальном, т.е в возрастном направлении. При этом смена стратиграфических комплексов происходит в обратной последовательности по сравнению со стратиграфическим расположением пород в ПП (см. рис.)

Пустовалов Л.В. (1940) формулирует правило наследования составов минералов: «Кластические отложения терригенно-минералогической провинции в той или иной мере наследуют ассоциацию минералов, слагающих породы питающей провинции». Это можно записать как

ПП → ТМП

Палегеографические реконструкции по терригенным минералам можно показать на блестящем примере решения проблемы поисков продолжения нефтяных месторождений продуктивной толщи Апшерона (плиоцен), выполненным Батуриным (1937). Прежде всего нужно было ответить на вопрос:

при современной ли географической обстановке происходило формирование песков продуктивной толщи, и тогда надо искать продолжение их параллельно современным берегам Каспийского моря, т.е. разведку ориентировать в меридиональном направлении, или тогда были иные очертания Каспия и продуктивные пески протираются в ином, например, широтном, направлении.

Программа литологических исследований Батурина В.П., естественно, предусматривала изучение минерального состава выносов ближайших рек – Куры, Самура, палео-Узбоя – в соответствии с первой рабочей гипотезой. Оказалось, что терригенный материал этих рек совсем не похож на состав продуктивной толщи. Продуктивная толща сложена высокозрелыми песками, состоящими почти из одного кварца, и со стойкими минералами в тяжелой фракции, среди которых наиболее характерны дистен и силлиманит, присутствующие во всех пробах в значительном или заметном количестве.

Материал Куры (Малый Кавказ) оказался резко отличным: незрелый, с малым содержанием кварца, с большим содержанием обломков базальтов, андезитов, обломков осадочных пород, плагиоклаза, включая и основные и т.д., и почти без дистена и силлиманита. Продуктивная толща явно накапливалась не за счет разрушения пород Малого Кавказа.

Минеральный состав песков р. Самур, формирующийся за счет ПП Большого Кавказа, отличается большим содержанием кварца по сравнению с материалом Куры, но в целом они также незрелые, с большим количеством литокластов (обломков глинистых сланцев, кремней, кварцитов, известняков и т.д.), с основными эффузивами и т.д. и опять же с малым содержанием типоморфных для продуктивной толщи дистена и силлиманита.

Примерно таким же оказался и материал палео-Узбоя. Это снимало предположение о питании в век продуктивной толщи ее накопления из кавказских, закавказских или закаспийских источников.

Тогда был исследован состав песков дельты Волги. Он оказался почти тождественен минеральному составу продуктивной толщи, как в легкой, так и в тяжелой фракциях, за исключением некоторого снижения зрелости и появления амфиболов, эпидота, цоизита, граната. Отсюда Батурин сделал обоснованный вывод о разгрузке бассейна Волги в век продуктивной толщи на широте Апшерона в виде дельтовых накоплений. Сл-но, тогда не существовало ни Среднего, ни Северного Каспия, он замыкался на уровне Апшерона и его северный берег был широтный. Бурением на островах Каспия к востоку от Апшерона открыты новые нефтяные месторождения.

Интересная деталь – некоторое снижение зрелости современного аллювия Волги по сравнению с плиоценовыми (продуктивная толща, появление роговой обманки и других нестойких минералов объясняется экстраординарным событием – плейстоценовым оледенением Скандинавии и северной части Русской равнины, которое принесло с помощью ледников незрелый моренный материал – гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы и другие породы докембрия Балтийского щита. Так что аномальное развитие терригенного материала – снижение зрелости – весьма информативно и указывает на какое-то событие, которое вклинилось в геологический процесс.

Таким образом, терригенные реликтовые обломочные компоненты слагают породы как платформенные так и геосинклинальные, являются основными прямыми документами древних горных пород и позволяют восстанавливать историю смены ПП и эволюцию породного вещества Земли.

Они ценные полезные ископаемые: россыпи золота, платины, редкоземельных минералов ( циркон, монацит, ксенотим, рутил и др.), янтаря, рудных минералов; сырье для стекольной промышленности (кварцевые пески), формовочные пески, строительные материалы, коллектора нефти, газа, воды, объекты под использование их под подземные хранилища.

Эдафогенные реликтовые обломочные компоненты

Они рождены на дне моря и стали выделяться сравнительно недавно, изучены недостаточно, что связано с трудностями их наблюдения. Хотя на дне морей в основном идет седиментация, но все больше наблюдаются и процессы разрушения и переотложения. Классификация эдафогенных компонентов аналогична терригенным: из литокластов наиболее распространены базальтовыеобломки, встречены и серпентинитовые обломочные породы. Обычны глауконитовые пески, фосфориты. Часто переотложение осуществляется на месте: образуется механический элювий – перлювий.

Сингенетические известняковые, глинистые, кремневые и песчаниковые брекчии слагаются эдафогенными компонетами.

Продукты волноприбойного разрушения рифовых массивов следует классифицировать такжк как эдафогенные, а не терригенные, хотя граница здесь между ними весьма условна.

34. Этапы нефтегазообразования в литогенезе (Нефтегазоматеринские свиты)

Нефтегазоматеринские породы – осадочные породы, содержащие рассеянное органическое вещество, способные генерировать нефть и газ. Главные признаки:

1) Формируются в субаквальных условиях

2) Восстановительные обстановки в диагенезе

3) По литологическому составу – в основном глинистые породы. Обычно – тёмноцветные. Типичные породы: аргиллиты, глинистые карбонаты, мергели, доломиты.

4) Содержание органического углерода не более 20%

Для формирования нефтематеринских отложений большое значение имеют биологическая продуктивность водоёма и скорость осадконакопления в нём. При прочих равных условиях, чем выше биопродуктивность водоёма, тем богаче потенциальные нефтепроизводящие возможности его осадка.

Чтобы свита считалась нефтегазоносной в промышленных масштабах содержание Сорг составляло не менее 1 миллиона тонн на квадратный километр (Q=Cорг*Hнгмп*d*107)

Исследования показали, что не всегда отложения, содержащие ОВ, реализуют свои возможности в отношении генерации нефти. Поэтому нефтематеринские породы

можно разделить на потенциально нефтематеринские, нефтепроизводящие, бывшие нефтематеринские.

Потенциально нефтематеринские – те, которые ещё не вступили в нефтеобразование, они ещё не погружались на глубины, где существуют благоприятные условия для нефтеобразования, так и не реализовали свои возможности по генерации нефти. Нефтепроизводящие – те, которые в настоящее время продуцируют нефть, характеризуются повышенным содержанием битумоидов или микронефти.

Бывшие нефтематеринские – породы, которые когда-то были нефтематеринскими.

Характеризуются нефтематеринским потенциалом – то количество нефти, которое могла дать порода за всю свою историю (377 мг/1 г Сорг - максимальное количество нефтяных углеводородов, которое может дать сапропелевое вещество, гумусовое – 160 мг/1г Сорг).

В нефтематеринской свите должно быть благоприятное сочетание нефтематеринских пород и коллекторов (песчаники/глины = 1/3).

Главные диагностические особенности нефтегазоматеринских отложений являются:

· Накопление в субаквальной среде с анаэробной (без доступа воздуха) обстановкой;

· Накопление на фоне относительно устойчивого погружения бассейна седиментации в течение рассматриваемого отрезка времени;

· Наличие в отложениях признаков возникновения и развития процессов нефтегазообразования, что может проявляться относительно повышенным содержанием углеводородов нефтяного ряда в битумной части органического вещества, содержащегося в породах.

Более правильно было бы рассматривать в качестве нефтематеринской не какую-либо одну свиту сравнительно однородных, глинистых или карбонатных отложений, а литолого-фациальный комплекс, сложенный литологически разнородными породами, образовавшимися как в морских и прибрежно-морских, так и в континентальных условиях в субаквальной восстановительной или слабовосстановительной обстановке. Формирование газоматеринских толщ, в отличие от нефтематеринских, может происходить также и в континентальных угленосных формациях.

При изучении связипроцесса нефтегазообразования с литогенезом необходимо иметь в виду следующее: схема вертикальной зональности нефтегазообразования по В. А. Соколову и схема связи нефтеобразования с литогенезом по А. А. Карцеву с соавторами характеризуют в основном процессы преобразования ОВ преимущественно сапропелевого и отчасти сапропелево-гумусового типов. Как показали битуминологиче-ские исследования в ИГИРНИГМе, для ОВ гумусового и гуму-сово-сапропелевого типов указанные схемы должны быть изменены в сторону преимущественного газообразования на всем протяжении литогенеза ( от мезокатагенеза до метагенеза), причем нижняя фаза газообразования примерно соответствует среднему и заключительному этапам мезокатагенеза и начальному этапу апокатагенеза. [10]

Число циклов регионального развитияпроцессов нефтегазообразования и нефтегазонакопления в пределах крупных геоструктурных элементов одной и той же геологической провинции неодинаково и обусловлено режимом и направленностью колебательных движений в каждый рассматриваемый отрезок времени истории геологического развития. В связи с этим изучение нефтегазоносности и оценка прогнозных ресурсов нефти и газа нефтегазоносной области должны проводиться раздельно для отложений каждого цикла литогенеза. [11]

Уже на первом этапепроцесса нефтегазообразования различия в составе ОВ могут привести к преимущественному образованию газообразных УВ при наличии гумусового материала или жидких УВ при сапропелевом типе ОВ. [12]

Ухтинские геологи считают, чтопроцесс нефтегазообразования в основном протекал в пределах Предуральского прогиба, причем образовавшиеся здесь нефть и газ мигрировали отсюда вверх по региональному восстанию докембрийского ( протерозойского) фундамента в структуры Верхне-Печорского, Верхне-Ижемского ( Ижма-Омаринского) и Ухтинского районов. [13]

Сторонники этой группы считают, чтопроцессы нефтегазообразования имеют широкое распространение, происходят в условиях субаквальиых бассейнов с восстановительной средой осадков как в пределах геосинклиналышх областей и межгорных впадин, так и в пределах платформ. [14]

⇐ Предыдущая 6 7 8 9 101112 13 14 15 Следующая ⇒