3. Процес діагенезу осадків,причини та стадіїї перетворень. Суть процесу катагенезу та його межі

Історія осадкоутворення не закінчується на стадії накопичення осадку. Після осідання з

осадком відбувається ряд змін, в результаті яких вони перетворюються в гірські осадові породи. Саме ці зміни, які відбуваються в осадку і супроводжуються його ущільненням та зменшенням вологості, утворенням та старінням колоїдів, утворенням нових мінералів з мулових розчинів, розкладом одних мінералів та утворенням інших, перерозподілом речовини в осадку – її переміщенням і концентрацією, називаються діагенезом ("переродженням", з грецької). Причиною всіх цих явищ до деякої міри можуть бути тиск, який чинять на осадок порції новоутворених відкладів та морська вода, а також тривалість часу, впродовж якого відбувається дане осадкоутворення. Однак означені фактори не є вирішальними чинниками перетворення осадку. Судячи з даних глибокого буріння в океанах, тривалість стадії діагенезу може бути до 100-150 млн. років, а потужність зон, де відбуваються діагенетичні процеси, – до 500-1000 м. Осадовим тілам цього стану відповідають відносно тверді осадові породи, які знаходяться на стадії діагенезу.

Діагенез як явище носить направлений характер, що знаходить свій вираз у поступовій зміні фізичних властивостей осадового матеріалу. Подібне явище реалізується шляхом поступового ущільнення осадку, втрати води та хімічних перетворень – перекристалізації певної, а в деяких випадках навіть значної його частини. Перекристалізацією особливо активно (і в першу чергу) охоплюються карбонатні та кременисті компоненти осадків. Такі хімічні перетворення стимулюються вертикальною та горизонтальною циркуляцією мулових розчинів в осадку. Активну участь в їх реалізації беруть бактерії, які присутні в осадку. Крім того, на характер хімічних реакцій суттєво впливає насиченість осадку органікою, дія котрої як хімічної речовини в різних випадках приводить до відновлюваних чи окисних реакцій.

Для осадових порід, які знаходяться в діагенетичному стані, з мінеральних новоутворень найбільш характерні глауконіт, залізистий хлорит, каолініт, гідрослюди, монтморилоніт, цеоліти, оксиди та гідроксиди заліза, пірит, марказит, кальцит, доломіт, опал, халцедон та інші аутигенні мінерали. Ці мінерали звичайно створюють малі за розмірами зерна, ооліти, сфероїди конкреції, стягання, а також агрегати, що складають цемент.

Типовими для діагенетичного стану є глинисті сланці, глинисті аргіліти та алевроліти, пісковики та інші грубоуламкові породи на глинистому цементі, буре вугілля, кам’яна сіль, опало-халцедоністі породи, глинисті вапняки, мергелі та інші їм подібні породи. Пористість їх коливається від 5% до 50%.

Осадові породи зазначеного типу, згідно з даними М.В.Гзовського та інших, можуть досягати в’язкості до 10¹⁷ Пас.

Сутність процесів стадії діагенезу.

Ущільнення. Фізико-механічні властивості новоутворених порід мало відрізняються в порівнянні з осадками. Відбувається певне ущільнення речовини, але осадки ще не зкам'янілі: піски і алеврити ще крихкі, пеліти втрачають текучість, але ще цілком пластичні. Лише карбонатні і кременисті породи перетворюються в більш-менш тверді породи.

Хімічна взаємодія складових частин осадку між собою є одним з самих ефективних процесів діагенетичної стадії формування осадочних порід. У зоні консолідації осадку можуть відбуватися найрізноманітніші реакції. Так, органічна речовина, яка потрапила в осадок, вступаючи в контакт з окисленими мінералами, неминуче викликає їх повне, або часткове відновлення. Крім того, обводненість осадку, що вище за 50%, і наявність органіки призводить до того, що в щойно осадженому осадку різко зростає кількість бактерій (до мільйону в 1 г мулу). Кількість їх залежить від наявності їстивних речовин, головним чином органічної. Максимальна кількість живих бактерій приурочена до верхніх 20&30 см осадку, тобто до бар’єрної зони, що знаходиться в умовах відкритої системи по відношенню до наддоної води. Життєдіяльність цих бактерій дає поштовх до фізико&хімічних змін середовища і мінеральних перетворень. Вона є причиною появи в мулових водах надлишкових обсягів NH3, CH4, H2S, CO2 та інших газів, які утворюються при розкладанні органічної речовини. Одночасно вилучається вільний кисень, і середовище стає відновлювальним. Накопичення CO2 призводить до різкого підвищення лужності мулових вод і концентрації в них бікарбонатів Ca, Mg, Mn тощо.

Фізико-хімічні умови середовища в осадку звичайно суттєво відрізняються від умов які

існують в наддонних водах. Так, в мулових і порових водах часто спостерігаються підвищені в кілька разів (порівняно з вмістом у водних басейнах) концентрації ряду компонент – в Каспійському і Чорному морях це кремнезем, фосфати і аміак, а в Балтійському – Mn (20 мг/л проти 0,3). Накопичення в мулових водах багатьох компонент призводить до того, що з певного моменту деякі з них перестають насичувати мулові розчини і переходять в осадок у вигляді нових твердих фаз, формуючи мінеральні новоутворення або діагенетичні мінерали.

Розчинення твердих фаз. Розчинення алотигенних компонентів в осадку починається одразу після осадження частинок. Вони стикаються з агресивною муловою водою, яка може діяти на них на протязі сотень, а може і тисяч років. Агресивність діагенетичного середовища може бути настільки сильною, що розчиняються навіть рости белемнітів, як це спостерігається в верхньоюрських підмосковних фосфоритах. Тут від ростів залишаються тільки циліндричні пустоти. Розчиняються також піроксени, слюди, амфіболи, вулканічне скло та деякі інші силікати. Розчиненню сприяють виділення бактеріями та органікою, що розкладається, СО2 та інших газів, які розчиняються в воді під великим тиском. Таким же чином стають розчинними відновлені оксиди марганцю, хрому, ванадію та ін. елементів.

Гідролітичне розщеплення. Цей процес аналогічний тому, що відбувається при вивітрюванні з утворенням більш простих з’єднань – фрагментів структур попередніх мінералів, які з’єднуються у нові аутигенні мінеральні новоутворення.

Гідратація. Процеси утворення водних з’єднань, наприклад гідрооксидів.

Хімічна диференціація речовини. Супроводжує весь процес седиментації та діагенезу.

Найефективніше вона відбувається при повільній седиментації або при перерві в осадконакопиченні в зоні гальмиролізу і продовжується при перерозподілі хімічних речовин, а також при утворенні конкрецій.

Перерозподіл речовини. Відбувається до тих пір поки в осадку існує градієнт концентрації і осадок є проникним для дифузійних токів речовини. При первинній неоднорідності осадку в різних його точках відбуваються різні процеси: в одних, біля органічних решток, які розкладаються, підвищується кислотність, відбувається розчинення карбонату, осадження кремнезему; в інших, біля, наприклад, раковин молюсків, які створюють лужні умови, розчиняються опалові скелетні залишки і осаджується карбонат. Утворення твердої фази будь якого компоненту веде до пониження його концентрації в муловому розчині і створює градієнт концентрації, завдяки чому іони дифундують з насичених до ненасичених ділянок осадку. Там вони знову випадають у тверду фазу, що підтримує стан недосиченності та відповідний градієнт.

Мінералоутворення. У результаті цього процесу з’являються зовсім нові

постседиментаційні мінерали, які були відсутні в осадку: карбонати в некарбонатних осадках,

сульфати, сульфіди, фосфати, цеоліти, глинясті та інші. Найбільш розповсюдженими мінералами

стадії діагенезу є:

• сульфіди заліза (мельніковіт, пірит, марказит) ;

• оксиди і гідрооксиди (опал, халцедон, гідрооксиди);

• сульфати (барит, целестин);

• карбонати (кальцит, доломіт, сидерит, магнезит, родохрозит);

• фосфати (даліт, подоліт, колофан);

• силікати (глауконіт, лептохлорити, каолініт, гідрослюди, смектити, тощо).

Діагенетичні мінерали, як правило, характеризуються малими розмірами зерен, часто це мікрозернисті агрегати, сфероліти, агрегати, що утворюють цемент, жовна, конкреції. Місцева цементація осадку є безпосереднім продовженням процесу мінералоутворення. Новоутворені мінерали виповнюють міжзерновий поровий простір. Це приводить до часткової або повної цементації окремих ділянок осадку. У результаті цього утворюються лінзи або неправильної форми тіла різного розміру зцементованої та напівзцементованої породи. Ці ділянки надалі можуть виключатися з процесів обміну компонентами оскільки дифузійні токи обминають їх.

Перекристалізація. Перекристалізація складових осадку відбувається тим енергійніше, чим менші складові частини осадку, і чим більша, відповідно, вільна поверхнева енергія. Підвищена розчинність дрібних часток, а значить, їх висока рухливість полегшує процес перекристалізації. При перекристалізації збільшується об'єм часток осадку, зменшується запас їх поверхневої енергії, і, відповідно, система набуває стійкішого фізико-хімічного стану.

Старіння колоїдів. Окремим випадком перекристалізації є старіння колоїдів, які від початку містилися в осадку. Спрямованість колоїдів до переходу з аморфного до кристалічного стану також призводить до зменшення питомої поверхні речовини, і, відповідно, до зменшення поверхневої енергії.

Утворення конкрецій. Явище утворення конкрецій по суті також близьке до явища

перекристалізації, але на відміну від останнього проявляється не рівномірно по всьому осадку, а локалізується в певних центрах. Швидше за все утворення конкрецій відбувається наступним чином: будь-яка кристалічна частка або газовий пухирець, які є зародками, бувають оточені прошарком живлячого розчину, з якого зародки отримують матеріал для свого подальшого росту.

Таким чином, сили кристалізації вилучають з найближчого оточуючого простору необхідний для росту зародку матеріал. Згідно принципу Ле-Шательє, локальний дефіцит матеріалу, який виник в результаті дії кристалізаційних сил, негайно компенсується шляхом залучення дефіцитної речовини з навколишнього простору завдяки дифузії.

Ознаками діагенетичної природи конкрецій, коли формування їх відбувається ще в не

консолідованому осадку, є:

1)розташування конкрецій згідно до напластування порід і їх приуроченість до границь

розділу осадків різного складу;

2) характер співвідношення конкрецій із шаруватістю – прошарки обтікають конкреції;

3) наявність у конкреціях недеформованих органічних залишків, тоді як у самій породі

органічні залишки сплющені, роздавлені під час ущільнення породи.

Загалом у стадії діагенезу Н.М.Страхов (1953 р.) запропонував виділяти наступні етапи:

• Окислювальне мінералоутворення, яке відбувається в осадку потужністю до 40 см. У

прибережній зоні утворюються залізо&марганцеві конкреції, далі від берега — глауконіт,

фосфорити, у глибоководній зоні – марганцеві конкреції і цеоліти.

• Відновне мінералоутворення, яке йде в більш глибоких шарах осадків: від 2&4 до 10 м. На

цьому етапі утворюються силікати заліза (лептохлорити), карбонати заліза, магнію, кальцію і

марганцю, сульфіди заліза та інших металів.

• Перерозподіл аутигенної речовини, виникнення в осадку конкрецій і зацементованих

ділянок.

Однак, в сформованих породах ми, як правило, спостерігаємо сумарний результат процесу і виділити етапи часто дуже важко. Крім того, наведена вище схема є дещо умовною і справедлива лише для одного з варіантів діагенезу. Адже весь діагенез може відбуватися в окислювальних або відновних умовах, а утворення конкрецій і сульфідів заліза може відбуватися на першому етапі (осадки збагачені органікою). За відсутності органічної речовини протягом всіх етапів йде окислювальне мінералоутворення, за надлишку органічної речовини – відновне мінералоутворення.

У результаті діагенезу осадок перетворюється в осадочну породу. Часто він стає твердим – зцементованим, але може залишитися і крихким – незцементованим. Звичайні глини і піски – крихкі породи зустрічаються не тільки в сучасних, але й у давніх палеозойських відкладах (карбон Підмосковного басейну, силур і кембрій Прибалтики).

Катагенетичний стан осадових тіл 

Осадові тіла в цьому стані відзначаються перетворенням осадових порід, що їх складають, на дуже тверді породи типу аргілітів, пісковиків, конгломератів, вапняків, кварцитів тощо. Такі перетворення (їх називають катагенезом) відбуваються без участі органіки і мікроорганізмів та ініціюються виключно зростанням температури та тиску при подальшому зануренні осадових товщ. Реалізуються ці процеси шляхом: 1) часткового розчинення під тиском уламкових зерен кварцу, польових шпатів, 2) інтенсивної масової гідрослюдизації та хлоритизації глинистої речовини, 3) перекристалізації карбонатної та кременистої речовини. Пористість порід при цьому зменшується до 3-5%. З’являються регенераційні структури в уламкових породах, перекристалізаційні в карбонатних та кременистих породах, орієнтовні в глинистих породах.

Стадія формування осадочної породи змінюється стадією її перебування в земній корі (епі­генез). Породи при цьому виходять із зони осадкоутворення і зони діагенезу, перекриваються но­вими відкладами і включаються вже до складу стратисфери, де й перебувають доти, поки або не метаморфізуються, або не зруйнуються, знову виходячи на денну поверхню в зоні вивітрювання. Цей термін може досягати від сотень до 1-1,5 млрд. років. Зміни осадочних порід в стратисфері називаються катагенетичними або епігенетичними. Ці процеси відбуваються при підвищенних те­мпературах (від 30-50 до 150-200 ^оС) та тисках (від10 до 120-200 МПа) в присутності підземних мінералізованих вод та грунтових розчинів. Тому, за визначенням Ферсмана, катагенез порід охо­плює область явищ пристосування мінералів до нових умов, які існують поза їх заляганням під поверхнею водного басейну.

Катагенез є безпосереднім продовженням діагенезу. Його ключовою відмінністю є суттєво неорганічний характер процесів, що відбуваються (практично повністю домінують фізико- механічні та фізико-хімічні). Вплив живої речовини, зокрема бактерій, який на етапі діагенезу є одним з провідних чинників перетворення речовини, під час катагенезу практично відсутній. Ра­зом з тим, стадія катагенезу осадочних гірських порід характеризується сукупністю явищ, які є продовженням взаємодії складових гірської породи між собою (якщо така взаємодія не закінчи­лась на попередній стадії) та взаємодії осадочної породи з новим навколишнім середовищем. Тоб­то, катагенетичні (пізньодіагенетичні, за Л.В. Пустоваловим) процеси є безпосереднім продовжен­ням і подальшим розвитком процесів діагенезу, і мають з ними багато спільного. Істотна різниця полягає лише в тім, що під час формування осадочних порід процеси направлені на досягнення рів­новаги в середовищі де накопичувався осадок, тоді як під час катагенезу - з оточуючим середо­вищем, в якому осадочна порода перебуває після свого утворення. Саме тому, на етапі катагенезу можуть продовжуватися ті ж процеси, що почалися на попередній стадії: перекристалізація, ста­ріння колоїдів, ріст конкрецій, хімічна взаємодія складових частин породи, цементація, дегідрата­ція, ущільнення тощо. Водночас, швидкість розвитку цих процесів, а найчастіше і їх зміст можуть істотно змінюватись. Так, якщо формування породи відбувалося у відновній обстановці, в її складі переважають закисні та сульфідні сполуки і мінерали (органіка, пірит, сидерит, марказит). Коли ж утворена порода попадає в середовище з окислювальною обстановкою (тобто в умови прямо про­тилежні геохімічному характеру самої породи), це слугує потужним поштовхом для розвитку ка- тагенетичних процесів. У результаті може утворитися новий комплекс мінералів. Таку зону, в якій відбуваються подібні явища, Л.В. Пустовалов назвав зоною геохімічного протиріччя (морською або континентальною - у залежності від того, яке середовище діє на осадочну породу).

Найпоширенішими мінералами етапу катагенезу є: сульфіди (пірит, марказит, галеніт, сфа­лерит, халькопірит тощо); окисли кремнію (опал, халцедон, кварц); окисли титану (рутил, анатаз, брукіт, лейкоксен); окисли заліза (гематит); сульфати (гіпс, ангідрит, барит, целестин); карбонати (кальцит, доломіт, анкерит, сидерит тощо); силікати (каолініт, смектити, змішано шаруваті силіка­ти, гідрослюди, хлорити (залізисті та магнезіально-залізисті), цеоліти анальцим, ломонтит), польо­ві шпати, епідот, сфен тощо. Характерною рисою багатьох мінералів етапу катагенезу є їх великі розміри, за рахунок повільної та тривалої кристалізації. Звичайно це зерна і зернисті агрегати, ін­коли кристали правильної форми. Основні процеси, які відбуваються при катагенезі порід (ущільнення; корозія та розчинен­ня; регенерація; утворення нових мінералів з розчинів, або шляхом метасоматичного заміщення; подальші зміни уламкових зерен; перекристалізація тощо), умовно можна звести в дві основні групи: ущільнення та мінералоутворення.

Процеси ущільнення

При зануренні осадочних порід у глибини землі продовжується ущільнення і цементація, що почалися при діагенезі. У англійській і французькій літературі ці процеси називаються термі­ном «літифікація», тобто скам'яніння. Літифікація супроводжується зменшенням пористості порід, що ущільнюються. Ущільнення, тобто зменшення об'єму порід при збільшенні тиску, по різному проявляється в уламкових, глинястих (найсильніше), карбонатних, а також у зцементованих і не- зцементованих породах.

Процеси мінералоутворення

Характер процесів мінералоутворення визначається термобаричними умовами, складом по­рід та підземних вод. Існує певна вертикальна (за умовами циркуляції) і горизонтальна (кліматич­на) зональність підземних вод за хімізмом. Горизонтальна зональність охоплює тільки верхні го­ризонти підземних вод, хімізм змінюється від зволожених зон до посушливих. Ф.А.Руденко (1958) і А.Е. Бабинець (1961) у межах УЩ виділяють такі гідрохімічні зони: 1) поліську, у межах якої поширені води гідрокарбонатно-кальцієвого типу ( мінералізація - до 0,5 г/л); 2) лісостепову з гід- рокарбонатно-кальцієво-магнієвим типом вод (мінералізація до 1 г/л); 3) інгуло-інгулецьку з суль- фатно-гідрокарбонатним типом води (мінералізація до 1,5 г/л); 4) придніпровську, в якій розвинуті сульфатно-натрієві води із мінералізацією до 3,5 г/л; 5) приазовську, де домінують хлоридно- сульфатні води з мінералізацією > 3,5 г/л.

Розчленування катагенезу

Умови катагенезу хоча досить і різноманітні, але змінюються досить повільно, на протязі мільйонів років. Це дає змогу проводити його розчленування на підетапи - початковий (ранній), який відповідає протокатагенезу за Н.Б.Вассоєвичем (1975), та пізній (глибинний) або мезокатагенез. У свою чергу протокатагенез поділяється на три градації - ПКі, ПК₂, ПК₃, мезокатагенез - на п'ять: від МК₁ до МК₅, які відрізняються за відбивною здатністю вітриніту від 0,25 на межі діаге­незу до 2,0 у подошві МК₅.

Ранній катагенез характеризується наявністю в глинистих породах , а також у цементі уламкових порід, незміненої глинистої речовини, широким розвитком процесів внутрішньошаро- вого розчинення нестійких мінералів, корозією кварцу та польових шпатів і утворенням різномані­тних карбонатів. Пористість порід висока (30-15%), ще зберігаються крихкі і слабозцементовані породи: глини, аргіліти, які розмокають у воді, піски, слабозцементовані пісковики, черепашкові вапняки, крейда, мергель, буре та довгополум'яне кам'яне вугілля.

У залежності від тривалості етапу зміни, що притаманні ранньому катагенезу, охоплюють у середньому глибини від 100-500 м до 1,5-3 км. За даними Рухина у палеозойських породах глиби­на зони незміненого глинистого цементу досягає 2000 м, а в палеогенових - 4000-5000м. Процеси відбуваються при температурах від 30-50 до 100°С і тиску до 80 МПа. Тиск , який носить гідроста­тичний характер зверху, змінюється літостатичним, що визначає фізико-хімічні змінення порід: ущільнення, видалення води, конформацію та інкорпорацію зерен. Разом із означеними процесами відбуваються хімічні процеси: розчинення та корозія нестійких мінералів - слюд, амфіболів, піро­ксенів, перетворення іх та польових шпатів у нові мінерали (катагенетичний метасоматоз), синтез нових мінералів у поровому просторі - каолініту, інших глинястих мінералів, цеолітів, сульфатів, сульфідів, утворення чи нарощування конкрецій. Характерним процесом є глинізація силікатів, тобто заміщення іх філосилікатами, що нагадує хімічне вивітрювання вологих субтропіків. У луж­ному середовищі польові шпати перетворюються у гідромусковіт або арагоніт, а потім у монтмо­рилоніт чи інші смектити, мусковіт переходить у діоктаедричний гідро мусковіт, біотит - у гідро- біотит, вермикуліт, глауконіт та монтморилоніт, вулканічне скло - у смектити, хлорити, цеоліти. У кислому середовищі польові шпати та мусковіт перетворюються у каолініт, біотит - у хлорит та каолініт, по піроксенам розвиваються хлорити.

Неорганічні породи змінюються мало, особливо глини. Їх пористість та об'ємна щільність змінюються, відповідно, від 50-60% та 1,3-1,4 до 20-25% та 1,8-2.0 на глибині біля 3 км. За об'ємною щільністю можна судити про тиск та глибину залягання, особливо для шельфових та інших мілководних відкладів. Якщо органічна речовина є максимальним термометром, що фіксує максимальні температури, які воно витримало, то глиняста речовина виконує роль максимального манометра , що фіксує максимальні навантаження.

Піщані породи становляться переважно зцементованими, скам'янілими, хоча зустрічаються також і крихкі породи. Глини ущільнені, але такі, що не загубили пластичність та здатність розмо­кати. Вапняки спостерігаються як міцні, так і крихкі (крейда, слаболітифіковані мергелі), а біомо- рфні - пористі. Аморфні силіцити (діатоміти та трепели) залишаються опаловими, часто перетво­рені у опоки. Опал розкристалізовується у кристобаліт та халцедон.

Органічна речовина при протокатагенезі змінюється особливо інтенсивно. Якщо на стадії діагенезу вона може досягати стадії торфу, то в ранньому катагенезі воно знаходиться на стадії бурого вугілля всіх градацій - мяких, матових та блискучих (Б₁, Б₂, Б₃), що відповідає градаціям протогенезу (ПК₁, ПК₂, ПК₃). Нижня границя початкового катагенезу захоплює марку Д (довго полумянного вугілля). Літологи-нафтовики (Н.Б. Вассоєвич, Ю.О. Жемчужников, О.В. Япаскурт) вважають, що ця стадія вуглефікації відноситься до мезокатагенезу.

За рахунок сапропелевої органічної речовини починають формуватися нафтові високомо- лекулярні вуглеводні, метан, СО2, води. В органіці відбувається декарбоксилізація - відщеплення карбоксильної групи СООН - з утворенням вугільної та органічної кислот із зменшенням вмісту гумінових кислот. У глибинному катагенезі рівень перетворення органічної та мінеральної речо­вини підвищується.

Пізній катагенез поступово змінює ранній катагенез на глибинах більш за 2-3 км та про­стежується на платформах у прогинах до глибини у 6 км. Таким чином, потужність цієї зони може досягати 4 км при тисках у межах 70-150 МПа та температурах 100-200°С. У цій зоні пористість зменшується від 15 до 2%, а об'ємна щільність наближається до максимальної - 2,6. Підземні води високомінералізовані (завбільшки 300 г/л), після видалення карбонатів вони становляться сульфа­тними, сульфатно-хлоридними, хлоридними.

У геосинклінальних умовах пізній катагенез суттєво відмінний від платформенних процесів завдяки більшій потужності відкладів і певному впливу стресу. Тут зони катагенезу можуть не співпадати із стратиграфічними межами і пересікати їх. Так, у Великому Донбасі межа між раннім та пізнім катагенезом проходить між Сі і С₂ у центральному Донбасі, піднімається до межі С₃ і Р на сході і опускається в девонські відклади ДДЗ.

Головними процесами пізньогенетичного перетворення є ущільнення, яке носить механіч­ний характер з утворенням інкорпораційних та механоконформних структур. Окрім цього, відбу­вається цементація шляхом заповнення пор кварцовим, польовошпатовим, серицитовим, хлорито­вим, баритовим, кальцитовим, цеолітовим та інш. цементами. У відмитих кварцових пісковиках відбувається розчинення під тиском уламкових зерен кварцу, польових шпатів, уламків гірських порід (з регенерацією і мікростилолітизацією). Текстури зберігаються, а структури змінюються - з'являються конформні та регенераційні структури, структури перекристалізації, гранобластові тощо.

На цьому етапі глини переходять у аргіліти, що не розмокають у воді, піски і крихкі піско­вики - в щільні міцні пісковики, черепашкові вапняки - у щільні вапняки, відбувається перекрис­талізація крейди, мергелів та інших вапняків з утворенням мармуризованних вапняків, кремневі породи з опалових переходять у халцедонові та кварц-халцедонові. Відбувається об'ємний мета­соматоз, який проявляється у заміщенні кальцитом доломітів та доломітів магнезитом.

Бітуміноїдні компоненти вже при температурах 60-150⁰С (МК₁-МК₃) збагачуються високо- молекулярними з'єднаннями, зростає вміст масляних фракцій, формується максимальна кількість рідких вуглеводнів - нафти. Н.Б. Вассоєвич назвав цей інтервал головною фазою нафтоутворення. На цьому рівні утворюється кам'яне вугілля марок від Д (довгополум'яних) та Г (газових) до Ж (жирних). Дещо на більші глибини припадає максимум утворення жирного газу або газоконденса­ту (від 3,5 до 6,5 км), тобто на інтервал з коксовим та пісно-спеченим вугіллям. Ще глибше (6 - 8,5 км) знаходиться третій максимум - максимум газоутворення. З виділенням газової складової в ре­зультаті вуглефікації порід рослинного походження на протязі катагенезу підвищується вміст вуг­лецю від 70 до 80%.