Генетические составные части осадочных пород

Глава 4

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ СОСТАВНЫЕ ЧАСТИ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

 

4.1. КЛАССИФИКАЦИЯ ГЕНЕТИЧЕСКИХ ТИПОВ КОМПОНЕНТОВ

Осадочные породы по составу слагающих их компонентов резко отличаются от магматических и метаморфических пород своей общей неоднородностью, так как они чаще всего формируются механически из разнообразных источников вещества. Все на Земле участвует в сложении осадочных пород, даже космические компоненты, а в последнее время к природным добавляются и искусственные, техногенные.

Все разнообразие генетических составных частей можно объединить в девять групп, или типов (рис. 4.1):

Генетическая классификация основных компонентов осадочных пород

А. Природные, или естественные.

I. Внеземные, космические.

1.  Космогенные.

II. Земные, или теллурические.

IIа. Эндогенные.

2.   Вулканические, или вулканогенные.

IIб. Экзогенные.

3.   Реликтовые: а) терригенные, б) эдафогенные.

4.   Новообразованные гипергенные: а) терригенные, б) гальмиролитические.

5.   Биогенные: а) терригенные, б) мариногенные.

6.   Седиментогенные химические.

7.   Диагенетические.

8.   Ката- и метагенетические (эпигенетические).

Б. Искусственные, или техногенные.

9.   Техногенные.

Эти генетические типы компонентов могут быть объединены по отношению к месту седиментации в две группы: аллохтонные, или алло-тигенные (типы 1,2, большая часть типов 3 и 4, часть 5 и 9), привнесенные со стороны, как бы чужеродные для места накопления, и автохтонные, или автогенные, аутигенные - почти все эдафогенные, многие гипергенные на суше и практически все гальмиролитические, биогенные морские, химические седиментогенные и диа-, ката- и метагенетические (36, 46, 56, 6, 7, 8, отчасти 4а, 5а).

Как видно из рис. 4.1, больше половины (вероятно, 60%) объема осадочных пород или стратисферы составляют новообразованные гипер генные терригенные - это мощные глинистые и алеврито-глинистые толщи, на втором месте (15-17%) реликтовые терригенные - обломочные породы от глыбово-блоковых и валунных до тонкопесчаных, отчасти алевритовых, на третьем - биогенные карбонатные (10-13%), кремневые (1-2 %), органические, фосфатные, на четвертом - химические седиментогенные (известняки, доломиты, сидериты, джеспилиты, другие кремни и руды, соли), составляющие не меньше 6-7% (может быть до 10%) и возможно, претендующие на третье место, если учитывать все докембрийские неметаморфические толщи. Вулканических компонентов, вероятно, 1-2, но не больше 2-3%, диагенетических -1 % или меньше, ката- и метагенетических - еще меньше. Техногенные даже приблизительно не подсчитаны (Баландин, 1978).

Рис. 4.1. Генетические составные части (компоненты) осадочных пород и их приблизительное соотношение: / - космогенные, 2 - вулканогенные, 3 - терригенные реликтовые (обломочные) , 4 - терригенные гипергенные (глинистые), 5 - органогенные терригенные и мариногенные, 6 - хемогенные седиментационные, 7 - диагенетические, 8 - ката- и метагенетические, 9 - техногенные

 

 

4.2. КОСМИЧЕСКИЕ, ИЛИ КОСМОГЕННЫЕ, КОМПОНЕНТЫ

 

Космического материала поступает на Землю ежегодно около 1 млн т - максимальное из указываемых количеств (Соботович, 1976, 1978; Беус, 1972; Космическое 1982; и др.). Это ничтожное количество представлено в основном тонким материалом - шариками двух типов: 1) черными, блестящими, магнитными, диаметром меньше 0,2 мм, состоящими из самородного железа или сплава с магнетитовой оболочкой, и 2) бурыми, более крупными (в среднем 0,5 мм), с менее гладкой, исчерченной поверхностью, часто со сферолитоподобной структурой, подобной хондровому веществу метеоритов, состоящими из бронзита, анортита или оливина, т.е. имеющими в составе силикаты. Крупные метеориты - металлические или силикатные - составляют небольшую часть космического материала.

Космический материал почти полностью тонет и теряется в разбавляющем его земном, особенно в терригенном, и поэтому его долго не замечали. Только полярные исследователи, в частности экспедиция Норденшельда, в конце XIX в. обнаружили темную пыль на снегу и дали ей название "криоконит" (1890 г.). Космические шарики обнаружены также на горных ледниках и в медленно накапливающихся абиссальных осадках центральных, наиболее удаленных от континентов частей. Классическими стали данные о нахождении в 1 л красной океанической глины 15-30 космических шариков, а в 1 л глобигеринового известкового ила - всего 1-2 шарика. На вопрос: какой осадок быстрее накапливается? - все еще можно получить ответ: конечно, красная глина, ведь там больше шариков. На самом деле, наоборот, она накапливается в 15-30 раз медленнее известкового глобигеринового, а точнее глобигерино-кок-колитового ила. Скорость в этом примере оценивается по разбавлению фонового, космического материала земным, как бы по подавлению, или "компенсации" его. И действительно, красная глина океанов - самый медленно накапливающийся осадок (0,1 мм/см за 1000 лет или несколько больше). И глобигерино-кокколитовый ил тоже накапливается медленно, иначе космических шариков в осадке вообще не найти.

В настоящее время космический материал имеет чистое теоретическое значение: он дает представление о ближайшем космосе и том первичном материале, из которого образовалась Земля путем слипания, или аккреции. Еще, как было видно из примеров, по нему можно составить представление о скоростях накопления земного материала. Потому и был замечен криоконит в полярных странах, что туда почти не заносилась земная пыль.

В истории Земли, однако, роль космического материала была большей, 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" и "вторичные" по отношению к царствам горных пород. Наиболее первичны на Земле осадочные 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 первичного осадочно-космического материала и его разделение на магматические, вторично-осадочные и метаморфические породы, испытывавшие неоднократные взаимопревращения в круговоротах вещества, что составляет содержание тектономагматических и других земных циклов.

 

4.3. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ, ИЛИ ВУЛКАНОГЕННЫЕ, КОМПОНЕНТЫ

 

Вулканические компоненты - уже заметная часть осадочных пород (до 2-3% объема), причем они не остаются на уровне компонентов, а поднимаются выше по лестнице организации вещества и образуют самостоятельные горные породы - туфы, химические руды железа и марганца, кремни, серу и т.д., - их пачки и даже формации (Мархинин, 1967; Малеев, 1977, 1980, 1982), обычно смешанные, магматически-осадочные, а именно - вулканогенно-осадочные (например, лавово-туфовые).

Вулканические компоненты представлены всеми тремя агрегатными состояниями вещества: твердыми, жидкими и газовыми. Они не обязательно связаны с вулканами, к ним относят и те, которые выходят на поверхность земли с горячими источниками, не имеющими прямой или косвенной связи с вулканами, а также и грязевулканические туфы нефтяных областей (Рахманов, 1987; и др.).

Твердые компоненты - вулканокласты: 1) пирокласты - обломки ювенильные или резургентные (их производит взрыв постройки вулкана или фундамента его), и те и другие возникают при эксплозивной, т.е. взрывной деятельности вулкана, лава которого богата газами (Макдональд, 1975; Раст, 1982); 2) лавокласты - обломки потоков лав, возникающие при их движении по поверхности земли, они захороняются в осадочном материале; 3) гиалокласты, возникающие, как и лавокласты, при эффузивной деятельности вулканов, но обязательно подводной или подледной, в результате десквамации лавовых шаров при термическом шоке (закалке) от соприкосновения горячей лавы и холодной воды или льда или в результате пульверизации лавы (шариковые, или глобулярные, гиалокластиты) через трещины застывшей корки, реже при эксплозиях на дне неглубокого водоема (подводно-туфовые гиалокластиты) .

По структурно-петрографическому характеру твердые вулканокласты подразделяются на три группы: 1) литокласты - обломки вулканических пород, не распавшихся при дроблении на вкрапленники и стекло; они чаще всего бывают вулканолитокластами, реже седикластами, или седиментокластами (обломками осадочных пород), метакластами (обломками метаморфических пород) и др.; 2) кристаллокласты - отдельные зерна или скопления отдифференцированных вкрапленников в лаве - плагиоклазов, калишпатов, пироксенов, амфиболов, биотита, магнетита, ильменита, кварца; 3) витрокласты - обломки стекла, не успевшего раскристаллизоваться при распылении жидкой лавы в воздухе; они имеют характерную рогульчатую форму - у кислых и средних эффузивов - с остроугольностью (свидетельство переноса в воздухе, когда столкновения и обламывание менее часты) и вогнутой сферичностью (рис. 4.2). Последняя - это стенки бывших пузырьков и пузырей газа, выделившихся из лавы при падении внешнего давления вблизи земной поверхности лавинно и взорвавшихся в воздухе с образованием пыльной тучи из скорлупок - их стенок; при меньшем давлении газа возникает пузыристая газово-жидкая смесь, способная течь с большой скоростью, расчленяться на грубые и тонкие обломки и застывать в виде пемзовых потоков, сложенных пемзокластами, также состоящими в основном из стекла, но иногда включающими вкрапленники плагиоклазов и других минералов.

 

рис 4-2

Рис. 4.2. Вулканитовые компоненты: а - литокласты (обломки вулканических пород), б - кристаллокласты, в - пемзокласты, г - витрокласты

 

Надо отличать вулканокласты от аналогичных по составу эпикластов, или экзокластов, возникающих не при вулканической деятельности, а после нее, при расчленении и перемывании лавовых потоков или туфов ветром, реками, прибоем и другими экзогенными агентами. Они будут относиться к другому типу компонентов - к реликтовым обломочным терригенным или эдафогенным (см. 4.4.), хотя по составу они вулканические. Поэтому удобен и необходим термин, объединяющий все  эти компоненты, имеющие общий вулканический состав; им является термин "вулканиты", к которым можно относить и чисто магматические образования - лавы, экструзии, силлы. Часто употребляется прилагательное от "вулканитов" - "вулканитовый".

Наиболее мощны и разнообразны по генезису и составу туфовые породы, мощность которых достигает десятков метров для одноактных вулканических извержений. Толщи туфов достигают многих десятков метров. Они формируются в вулканических  поясах геосинклиналей, океанов и платформ; пример - триасовые вулканиты трапповой формации Сибирской платформы (Процессы 1980; и др.).

Жидкие вулканические компоненты поставляются гидротермами и представляют собой истинные и коллоидные растворы кремнезема, окислов железа, марганца, алюминия, фосфорных и других соединений, переносимые в виде хлоридов, бромидов, карбонатов, мышьяковых, сурьмяных и других форм, т.е. преимущественно в виде кислых растворов (Мархинин и др., 1977; и др.). Щелочные гидротермы редки. В настоящее время установлено, что и вода, и растворенные в ней катионы и анионы в основном не ювенильны, а ремобилизованы из осадочной оболочки Земли при ее прогревании поднимающимся магматическим диапиром. При охлаждении и дегазации у поверхности земли гидротермальные растворы разгружаются и дают соответствующие осадки, в том числе руды железа; марганца, опалиты, как на суше, так и в водоемах 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 0,5 км - черные и белые курильщики, состоящие из сульфидов, сульфатов, окислов железа, меди, свинца, цинка и др.

Гидротермальные компоненты и качественно, и количественно изучены еще недостаточно (Металлоносные     1987; и др.). Требуется более глубокое литологическое, минералогическое и геохимическое их изучение.

Газовые компоненты,  поставляемые фумаролами и другими эксгаляциями (Распределение 1972), связаны динамическим равновесием с гидротермами и имеют ряд общих компонентов: пары воды, СО2, СО, Н2, N2, H2S, Нз, СН4, As, Cl и др. Многие из них также мобилизованы в стратисфере. Ббльшая их часть была растворена под огромным давлением в недрах, а в газовую фазу выделилась у поверхности. Дальнейшая судьба газов различна. Сероводород, например, окисляясь в воздухе, дает твердую фазу - элементарную серу, которая образует конусы - грифоны высотой до 10 м или осадки серной породы - сульфуриты, например в кратерах и озерах вулкана Эбеко на о. Парамушир (Курильская гряда). Часть сероводорода связывается в сульфиды железа и цветных металлов и дает рудные осадки или жилы, другая часть переходит в сульфаты. Переходят в твердую фазу частично и некоторые другие газы. Но ббльшая их часть рассеивается в атмосфере, также растворяется в водах и уносится в океан.

Теоретическое и практическое значение вулканогенных компонентов велико. Прежде всего они являются материальным документом недр Земли, и поэтому интересны всем геологам, особенно петрографам и геохимикам. 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, которые благодаря своей характерной рогульчатой форме узнаются даже в единичных зернах. Их показатели преломления (меняются от 1,62 у базальтового стекла до 1,470 - у риолитового) легко определяются иммерсионным методом, что позволяет просто узнать химический тип вулканита.

Прослои туфов формируются практически мгновенно, поэтому они идеальные стратиграфические реперы и горизонты, отбивающие на геологических часах моменты одновременности. К ним легко привязывать стратиграфические разрезы, по ним уверенно проводится увязка разрезов, т.е. их стратиграфическая корреляция. В последнее десятилетие развилось даже самостоятельное направление - туфовая, или тефроваял стратиграфия. Тонкие геохимические исследования стекла и газово-жидких включений в нем позволяют индивидуализировать прослои вулканических пеплов и увереннее распознавать их в разрезах. Успешно применяется и трэковый метод - изучение и подсчет следов распада радиоактивных элементов.

По туфам развиваются ценные полезные ископаемые - каолины (в кислых условиях торфяных болот), монтмориллонитовые отбеливающие глины (на дне моря и в других щелочных условиях), цеолититы. Химические гидротермные осадки - ценные руды железа, марганца, серы, мышьяка, сурьмы, меди, свинца, цинка и другие, а также многие яшмы, возможно некоторые фосфориты и бокситы.

 

4.4. РЕЛИКТОВЫЕ ОБЛОМОЧНЫЕ КОМПОНЕНТЫ

Реликтовые обломочные компоненты - еще более важные геологические и практически составные части осадочных пород, которые традиционно считаются наиболее типичными осадочными и поэтому они изучены наилучшим образом. На их основе развились самостоятельные литологические и геологические направления, например терригенная стратиграфия, палеогеография по терригенным компонентам, учение о россыпях (Билибин, 1955; Нестеренко, 1977; Процессы 1977). Особенно интенсивно эти направления развивались с начала XX в., когда стали бурить многочисленные скважины на нефть, и их разрезы надо было коррелировать. Большой вклад в развитие терригенно-минералогического анализа внесли англичанин Г.Б. Мильнер и русский В.П. Батурин, а позже В.А. Гроссгейм, В.П. Казаринов, А.Г.Алиев, А.Д. Султанов и др.

Реликтовые обломочные компоненты генетически подразделяются на терригенные, образующиеся на суше и сносимые с нее, и эдафогенные, рожденные на дне моря, ближе к месту захоронения. И те и другие петрографически представляются лито-, кристалло-, витро- и биокла-стами, а по относительному содержанию в осадках и породах - породообразующими (главными и второстепенными) и акцессорными, т.е. редкими, компонентами. Их часто рассматривают как легкую и тяжелую фракцию.

 

4.4.1. Терригенные обломочные компоненты

 

Терригенные (греч. "терра" - земля, суша) обломочные или реликтовые компоненты образуются при экзогенных процессах механического, физического и отчасти химического (подзолистые кварцевые пески и др.) выветривания всех горных пород, а также при тектонических дислокациях и в результате деятельности человека. Теоретически они могут быть любого земного состава, однако при транспортировке и еще раньше - при выветривании - совершается 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.

4.4.1.1. Породообразующие терригенные компоненты - обломки осадочных, магматических и метаморфических пород - литокласты (седи-, магмо-, и метакласты), кристаллокласты и витрокласты. Литокласты невоможно перечислить, но главнейшие из них - обломки глинистых, карбонатных, кремневых, песчаных и туфовых пород, а также базальтов и других эффузивных, гранитов и других интрузивных пород, кварцитов, сланцев, гнейсов и других метаморфических пород. В качестве редких, часто акцессорных встречаются все другие породы, даже малостойкие серпентиниты и ультрабазиты, а также обломки углей, фосфоритов, руд, солей.

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 (Кац, Симанович, 1974; Симанович, 1978) позволил выделить свыше десятка его разновидностей, по которым восстанавливаются источники сноса и питающие провинции. На втором месте - полевые шпаты (ПШ): калиевые ПШ происходят главным образом из гранитоидов, а кальциево-натриевые ПШ - плагиоклазы - из эффузивов и гранитоидов. На третьем месте - слюды: мусковит и биотит. Из остальных минералов породообразующими бывают пироксены, амфиболы, магнетит, ильменит, гранат. Мощность их пластов редко превышает 1м, хотя иногда достигает 10-15 м, например мощность магнетитовых песков. Но их правильнее относить к ферритолитам.

4.4.1.2. Акцессорные терригенные минералы и компоненты многочисленны (Ляхович, 1968, 1981). Теоретически все минералы и литокласты Земли встречаются в качестве акцессорных, однако наиболее распространены около 50-60 видов, если считать и самородные платину, золото, серебро. Обычно они содержатся в породах в количестве не больше 1-2% и выделяются для изучения тяжелыми жидкостями как тяжелые фракции (см. методы изучения - 1.4), а также магнитной и электромагнитной сепарацией. В полевых условиях промывкой в лотках они выделяются как шлих. Для изучения их делят на прозрачные и непрозрачные, или рудные; первые подразделяют на бесцветные и окрашенные, вторые - по цвету в отраженном свете и блеску.

Важным для генетических выводов является подразделение тяжелых минералов по первичному источнику. Из магматических пород происходят пироксены, оливин, амфиболы, биотит, магнетит, ильменит, сфен, рутил, анатаз, брукит, лейкоксен, циркон, апатит, турмалин, касситерит, ксенотим, монацит, хромит, пикотит, некоторое количество граната, шпинели и др. Из метаморфических пород поступают амфиболы, магнетит, хлориты, эпидот, цоизит, дистен (кианит), ставролит, силлиманит, андалузит, гранаты, корунд, хлоритоид, топаз, мусковит, биотит. Для тех и других характерно преобладание нестойких минералов: оливина, слюд, пироксенов, амфиболов, хлоритов, пирита, магнетита. Значительно содержание и полустойких минералов: эпидота, цои-зита, ставролита, дистена, многих гранатов, апатита, барита.

Какие же акцессорные минералы происходят из осадочных пород? Если тяжелая фракция состоит из циркона, рутила, турмалина, шпинели, брукита, анатаза, сфена, ильменита, лейкоксена, гранатов, отчасти из ставролита, дистена, апатита, то материал, ее содержащий, образовался за счет размыва не магматических или метаморфических пород, из которых первично произошли все эти минералы, а за счет 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, моно-минеральности (для легкой фракции, стремящейся в своем развитии - вызревании - к мономинеральному кварцевому составу), устойчивости, предложенные В.П. Казариновым (1969).и другими новосибирскими и томскими геологами. Коэффициент зрелости - отношение сумм содержаний устойчивых и неустойчивых минералов. У мономинерального аптского кварцевого песка Ленинских гор он близок к 100%.

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

"Под питающей провинцией (ПП) Г.Б. Мильнер (1934, см. 1968) понимает пространственно ограниченный комплекс пород, представленный совокупностью пород (изверженных, метаморфических, осадочных или тех и других вместе) , развитых в данной области разрушения, и служащий источником обломочных минералов для образования синхроничных с ним осадков" (Пустовалов, 1940, с. 411). Каждая ПП ограничена водоразделами. У Волги ПП - почти вся Русская платформа и западный склон Урала, у Миссисипи - почти вся Северо-Американская платформа и западный склон Скалистых гор, у Амазонки - ббльшая часть Южной Америки, включая и восточный склон Анд, и т.д. У притоков рек ПП меньше, они могут рассматриваться как подпровинции главных ПП. Если иметь в виду притоки притоков, то устанавливается многоступенчатая (многоуровневая) система (иерархия) ПП.

В каждой ПП 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, т.е. их списками), 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 (ТМП) 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" (Пустовалов, 1940, с. 412). В гносеологическом плане первичны ТМП, а вторичны ПП, т.е. по ТМП литолог восстанавливает ПП. В онтологическом плане наоборот, первичны ПП, которые порождают ТМП. Соотношение ТМП и ПП можно иллюстрировать схемой (рис. 4.3), на которой упрощенно показаны три ПП. Они дренируются реками, которые поставляют в бассейн седиментации терригенный материал со своими комплексами реликтовых минералов, т.е. образуют сначала простые ТМП (1, 2, 3). Это обычно дельты и другие конусы выноса в море. Волнением и вдольбереговыми течениями этот материал разносится и смешивается, образуются более сложные и более обширные по территории ТМП (4 и 5). Если бассейн небольшой, то еще более сложная ТМП отвечает его центральной части (б). В Черном море, например, В.П. Петелин выделил 15 крупных ТМП, отражающих разнообразные ПП разнородного обрамления - платформы и разновозрастные складчатые сооружения.

 

 

рис 4-3

Рис. 4.3. Соотношение питающих (ПП) и терригенно-минералогических (ТМП) провинций

Питающие провинции, сложенные: I -^-осадочными породами, II - гранитами, III - основными вулканитами. Терригенно-минералогические провинции простые (1,2, J), сложные (4,5) и еще более сложные (б)

 

Литолог, изучая терригенные минералы в отложениях, должен оконтурить площадь распространения данного комплекса и тем самым наметить границы этой ТМП, уловив смену другим комплексом минералов, т.е. соседней ТМП. Эта смена может быть выражена изменением как качественного состава, так и количественного соотношения минералов или коэффициента зрелости. Поэтому необходим количественный подсчет минералов в тяжелой, а иногда и в легкой фракции. Переходя от одной ТМП к другой, литолог постепенно картирует распределение терригенных минералов, нередко 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 надо вносить поправку на изменение соотношения при переносе или выветривании, учитывая разрушение и исчезновение слабых и нестойких минералов и обломков 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 (CTMK). CTMK характеризуются не только возрастным диапазоном, но и площадью распространения, чем определяется радиус действия его как стратиграфического признака. Чем больший 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. возрастном, направлении. При этом смена стратиграфических комплексов происходит в обратной последовательности по сравнению со стратиграфическим расположением пород в ПП (рис. 4.4). В основании серии слоев в области седиментации залегает комплекс 1', отражающий состав минералов самых верхних и обычно самых молодых слоев в области разрушения (1), а все вышезалегающие (2' и 3') отражают составы все более глубокой денудации и более древних или глубинных пород (2,3).

рис 4-4

Рис. 4.4. Соотношение областей сноса и областей седиментации:

1, 2, 3 - последовательные (от молодых к древним) комплексы компонентов в питающей провинции; 1', 2', 3' - отвечающие им стратиграфические комплексы терригенных минералов и литокластов (в обратной последовательности по сравнению с денудацией)

 

Л.В. Пустовалов формулирует правило наследования составов минералов: "Кластические отложения терригенно-минералогической провинции в той или иной мере наследуют ассоциацию минералов, слагающих породы питающей провинции" (1940, с. 412), что можно записать как ПП->ТМП.

 



Палеогеографические реконструкции по терригенным минералам можно показать на блестящем примере решения проблемы поисков продолжения нефтяных месторождений продуктивной толщи (плиоцен) Апшерона, выполненном В.П. Батуриным (1937). Прежде всего надо 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 (рис. 4.5), т.е. разведку ориентировать в меридиональном направлении, или тогда были иные очертания Каспия и продуктивные пески простираются в ином, например в широтном, направлении. Программа литологических исследований В.П. Батурина, естественно, предусматривала изучение минерального состава выносов ближайших рек - Куры, Самура, палео-Узбоя в соответствии с первой рабо чей гипотезой. Оказалось, что терригенный материал этих рек совсем не похож на состав продуктивной толщи. Она 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.

 

рис 4-5

Рис. 4.5. Палеогеографическая карта конца века продуктивной толщи (плиоцен) Апшеронского полуострова (по В.П. Батурину, 1937). Заштрихована область Большого Кавказа

 

Куринский материал оказался резко отличным: незрелый, с малым содержанием кварца, с большим содержанием обломков базальтов, андезитов, обломков осадочных пород, плагиоклазов, включая и основные, с господством в тяжелой фракции пироксенов, амфиболов, эпидота, рудных и других нестойких минералов 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 повышенным содержанием кварца по сравнению с куринским материалом, но в целом они также незрелые, с большим количеством литокластов (глинистых сланцев, кремней, кварцитов, известняков и др.), с основными эффузивами, с нестойкими тяжелыми минералами (апатит, лимонит, хлорит и др.) и с малым содержанием типоморфных для продуктивной толщи дистена и силлиманита. Примерно таким же оказался и материал палео-Уз-боя. Это снимало предположение о питании в век продуктивной толщи осадочной зоны ее накопления из кавказских, закавказских или закаспийских источников.

Тогда был исследован состав песков дельты Волги. Он оказался почти тождественным минеральному составу продуктивной толщи как в легкой, так и в тяжелой фракции, за исключением некоторого снижения зрелости и появления амфиболов, эпидота, цоизита, граната. Отсюда В.П. Батурин сделал обоснованный вывод о разгрузке бассейна Волги в век продуктивной толщи на широте Апшерона в виде дельтовых накоплений, следовательно, тогда не существовало ни Среднего, ни Северного Каспия, он замыкался на уровне Апшерона и его северный берег был широтным. Бурением на островах Каспия к востоку от Апшерона открыты новые нефтяные месторождения. Однако не все литологи согласны с реконструкциями В.П. Батурина и показывают более сложную и циклическую картину. Косвенное подтверждение правоты блестящих палеогеографических построений В.П. Батурина - тождество по составу с апшеронскими песками северного побережья Азовского моря, например Миусского лимана, также питавшегося за счет размыва неогеновых, палеогеновых, мезозойских и более древних осадочных толщ Русской платформы.

Интересная деталь - некоторое снижение зрелости современного аллювия Волги по сравнению с плиоценовым (продуктивная толща), появление роговой обманки и других нестойких минералов объясняется экстраординарным событием - плейстоценовым оледенением Скандинавии и севера Русской равнины, которое принесло с помощью ледников незрелый моренный материал - гнейсы, амфиболиты, кристаллические сланцы и другие метаморфические породы докембрия Балтийского щита. Так что аномальное регрессивное развитие терригенного материала - снижение зрелости - весьма информативно и указывает на какое-то вклинившееся событие, которое надо искать в геологической истории региона, а иногда и более обширной области.

Анализ терригенного материала, в том числе и валунного, широко использовался для реконструкции путей перемещения его при плейcтоценовом оледенении и определении его конкретных источников (Пустовалов, 1940, с. 421-422). Такую же работу выполнил В.А. Гостин для раннепермского оледенения восточной Австралии (1968-1970).

Терригенные обломочные компоненты слагают породы: слои, пачки, толщи; формации: молассовые, флишевые, шлировые, другие платформенные и геосинклинальные - главные "строительные" элементы стратисферы. Они являются основными прямыми документами древних горных пород, их массивов и формаций и позволяют восстанавливать историю смены ПП и эволюцию породного вещества Земли, хотя эти массивы часто полностью исчезали "из области фактов".

Терригенные обломочные компоненты - ценные полезные ископаемые Шестеренке, 1977; Павлидис, 1968; Процессы ...,1977): россыпи золота, платины, редкоземельных минералов (циркона, монацита, ксено-тима, рутила и др.), янтаря, рудных минералов; сырье для стекольной промышленности (кварцевые пески), формовочные пески, стройматериалы (пески, галечники и др.), коллектора нефти, газа, воды, объекты для использования их под подземные хранилища.

 

4.4.2. Эдафогенные обломочные компоненты

Эдафогенные (греч. "эдафос" - дно), или дном рожденные, компоненты стали выделяться сравнительно недавно (В.П. Петелин) и еще изучены недостаточно, что связано с трудностью их наблюдения. Хотя на дне морей в основном идет седиментация, но все больше наблюдаются и процессы кластирования и переотложения (Мурдмаа, 1987), что давно установлено в ископаемых морских толщах. Классификация эдафогенных компонентов аналогична классификации терригенных. Из литокластов наиболее распространены базальтовые кластиты: лаво-, гиало- и туфокластиты, экзогенные и тектоногенные кластиты. Встречены и серпентинитовые обломочные породы (В.П. Петелин). Обычны глауконитовые пески, фосфориты, сконденсированные до рудных кондиций переотложением на дне и иногда некоторым перемещением, в целом небольшим. Часто переотложение совершается на месте: образуется механический элювий - перлювий. Сингенетические известняковые, глинистые, кремневые и песчаниковые брекчии, а также большинство олистостромов слагаются эдафогенными компонентами, размеры обломков которых достигают 10-50 м и больше. К эдафогенным следует отнести и палимпсестовые отложения, образующиеся в результате перемыва на глубинах в десятки метров, затопленных в последнее послегляциальное, го-лоценовое эвстатическое поднятие уровня океана (до 100 м) береговых аккумулятивных форм - кос, баров и т.д.

Продукты волноприбойного разрушения рифовых массивов (Агаджанян и др., 1973; Преображенский, 1986; Уилсон, 1980) следует квалифицировать также как эдафогенные, а не терригенные, хотя здесь граница между ними весьма условна. В какой-то мере эдафогенным является и турбидитовый, флишевый материал, поскольку чаще всего он не непосредственно переходит с суши, а после накопления в виде осадков в верховьях каньонов или у бровки шельфа. Но чаще всего эдафогенная фаза его незначительна и он остается в основе своей терригенным.

 

4.5. НОВООБРАЗОВАННЫЕ ГИПЕРГЕННЫЕ КОМПОНЕНТЫ

 

Гипергенные, т.е. новообразованные в корах выветривания и других процессах минералообразования в верхней части литосферы, компоненты самые объемные, т.е. наиболее распространенные на Земле. Из их двух типов резко преобладают терригенные, а эдафогенные, или гальмиролитические, менее распространены.

 

4.5.1. Терригипергенные минералы

 

При гипергенезе на суше в массовом количестве образуются глинистые минералы всевозможного состава (см. 3.2.1). Большая их часть транспортируется в моря и океаны, где они являются аллотигенными компонентами.

В небольших количествах из зоны гипергенеза сносятся взвеси и более крупные зерна железных и марганцевых минералов, бокситов, иногда дающих месторождения соответствующих руд.

Как терригенные компоненты, глинистые и другие минералы учитываются при определении ТМП. Наиболее четко выделяются ареалы рассеяния каолинита, магнезиальных силикатов, иногда - хлоритов, гидромусковита. В.П. Казаринов (1969) и его последователи определяют по ним зрелость состава терригенных минералов, считая ее мерилом содержание каолинита относительно содержания других глинистых минералов. Возрастание содержания каолинита указывает на эпоху влажного климата и массовое развитие химических кор выветривания. Если при этом устанавливаются и ареалы глинозема и железоокисных минералов, то можно говорить и о латеритных корах и тропическом климате (Лисицина, 1973).

 

4.5.2. Гальмиролитические компоненты

 

При подводном выветривании образуются глинистые, железные, марганцевые, фосфатные, карбонатные, цеолитовые, а иногда и сульфидные минералы. Из глинистых минералов наиболее универсален самый устойчивый на морском дне монтмориллонит и другие смектитовые, а также и смешанослойные монтмориллонит-гидрослюдистые минералы. Поэтому многие силикаты - вулканическое стекло туфов, вулканокласты - при достаточном экспонировании на морском дне или в осадке на небольшой глубине трансформируются в монтмориллониты, наиболее равновесные к щелочным окислительным условиям морской воды. При понижении Eh и рН, что осуществляется на некоторой глубине в осадке при достаточном количестве реакционно способного органического вещества и богатом бактериальном мире, в верхней части восстановительной зоны формируется глауконит, который может развиваться по монтмориллониту и другим глинистым, слюдистым, полевошпатовым минералам. В более восстановительных условиях формируются шамозит, корренсит. В зонах гидротермального преобразования вулканитов возникают хлориты, палыгорскиты и др. По пепловым туфам образуются цеолиты, как вторичные минералы, нередко составляющие до 90% объема пластов.

Высвобождающиеся при гидролизе силикатов или органического вещества железо, марганец, фосфор в осадке в стадию гипергенеза (сингенеза) или диагенеза переходят в соответствующие окисные или фосфатные минералы, которые образуют конкреции, оолиты, являющиеся зародышевыми рудными телами, концентрирующимися потом при перемыве. Они могут испытывать перемещение по дну или по склонам возвышенностей, на которых предпочтительно они образуются, - тогда это механогенные осадки из эдафогенного материала. Чаще они остаются на месте, представляя собой элювий.

' Карбонатные компоненты, обычно в виде фрагментов полулитифи-цированного осадка или обломков уже затвердевших известняков, образуют обломочные механические или элювиальные осадки - сингенетические и другие брекчии, конглобрекчии и известковые панцири. В водоемах типа Черного моря образуются и пиритные панцири, а в верхней элювиальной пленке осадка - сульфидные (мельниковитовые, марказитовые) шарики.

 

4.6. БИОГЕННЫЕ КОМПОНЕНТЫ

 

Одни биогенные компоненты можно было бы отнести к терригенным, например растительные, другие - к мотогенным, т.е. образовавшимся при переносе (нектонные, планктонные, их копролиты, передвигающийся бентос), а третьи формируются на месте - прикрепленные на суше (растения) и в море (кораллы, водоросли, губки и т.д.). Но в целом эта группа компонентов настолько специфична и важна, что ее необходимо выделить из всех других, расчленив на два типа - терригенные и мариногенные.

Биогенные компоненты, являясь производными биоса, т.е. живых организмов, или производными биосферы - оболочки Земли, населенной живыми организмами и их продуктами, многосторонне влияют на осадочный процесс и образование осадочных пород. Во-первых, по все возрастающей массе они подавляют некоторые абиогенные процессы осадкообразования, например химические, так как используют Ca, Si, P и другие элементы для построения своего тела или скелета и тем самым препятствуют достижению насыщения ими гидросферы - необходимого условия химической садки. Организмы и органическое вещество меняют геохимию вод, атмосферы и осадков. Так, растения, продуцируя кислород, создали на Земле окислительную обстановку, которая в корне изменила течение химических процессов. Органическое вещество (OB) и микроорганизмы создают в осадке восстановительную среду (Абросов, 1982; Биогеохимия 1976; Гуляева и др., 1968), а также определяющую минерале- и породообразование (Дроздова, 1977; Седикахиты 1982). Организмы, строя свое тело из немногих, преимущественно легких элементов и концентрируя их (С, Н, О, N, Ca, S, Р, Si, К, Fe), создают из них осадочные породы и, кроме того, избирательно адсорбируя малые элементы и микроэлементы, способствуют их концентрации в промышленных масштабах (V, U, Cu, Ba и др.). Давно уже, возможно с протерозоя, биогенный фактор осадкообразования стал более сильным, чем абиогенные, например чисто химические, что показали В.И. Вернадский, А.П. Виноградов, Я.В. Самойлов и другие русские биогеохимики.

 

4.6.1.  Терригенные биокомпоненты

 

На суше господствует растительность - деревья лесов и трава степей. О подавляющей биомассе леса свидетельствует и геохимическая особенность, подмеченная А.П. Виноградовым еще в 1933 г.: химический элементарный состав живого вещества отвечает таковому леса. Масса травяной растительности не больше 20% массы леса. На третьем месте находится живой мир почв, на четвертом - остальной животный мир. Большинство трав, зерновые культуры (злаки и др.), а также бамбук отличаются высоким содержанием кремния, а меньшая часть концентрирует кальций. Концентрированная форма биокомпонентов суши - торфяники, горючие сланцы, сапропель, преобразующиеся далее в каменные угли, нефть и газ. Еще большая часть этих компонентов находится в рассеянной форме, определяя геохимию в каждой точке осадка. OB подкисляет среду и снижает окислительный потенциал, создавая восстановительный ее характер. Особенно низкие значения рН (до 5-6 и ниже) и Eh (до -100 мВ и меньше) в торфяниках, кислых почвах и болотных илах, что выражается каолинитом, пиритом, сидеритом, вивианитом и др. Огромна механическая работа дождевых червей и многих роющих животных, а также расклинивающая деятельность корней растений.

Итак, различаются автохтонные (накапливающиеся на месте: автохтонные угли, планктонные сланцы и др.) и аллохтонные (перемещенные в другие места и условия) биокомпоненты: растительный детрит, кости животных, раковины наземных моллюсков и т.д. Биодетрит разносится по законам механической седиментации, но из-за большой плавучести растительные компоненты достигают удаленных участков морей и океанов. Но концентрируются они у берегов.

Минеральные биокомпоненты на суше уступают первенство органическим, но иногда образуют и концентрированные накопления: озерные, пресноводные или доломитовые строматолиты и озерные диатомиты, например плиоценовые на Малом Кавказе (Кисатиби, Джерманис и др.).

 

4.6.2.  Мариногенные биокомпоненты

 

Биокомпоненты в морях и океанах также продуцируются растениями, водорослями и животными. Выделяются две пленки жизни - верхняя, планктонная, и нижняя, донная, или бентосная. У берега они сливаются, и здесь наибольшая биопродуцированность. Значительно меньшая биомасса принадлежит нектону - свободно и активно передвигающимся в толще воды организмам. Как и на суше, организмы в морях тесно связаны друг с другом прежде всего пищевыми, или трофическими, цепями: эвтрофы, или автотрофы, - растения, водоросли и некоторые другие организмы, питающиеся неорганическими веществами (СО2, N и др.), - находятся в начале цепи, а гетеротрофы - животные и некоторые другие организмы - в конце (они питаются автотрофами или синтезированными ими органическими веществами).

Распределение в пленках жизни организмов и биомассы крайне неравномерное. Можно говорить, как и на суше, об оазисах и пустынях жизни. Если на суше главным фактором географической зональности жизни и биопродуктивности являются температура и влажность климата (прямая зависимость), то в морях и океанах - прежде всего свет, газовый режим, наличие питательных веществ и температура. Оазисами жизни становятся прежде всего зоны апвеллинга, т.е. места подъема глубинных вод, выносящих к зоне фотосинтеза огромное количество растворенных в глубинных холодных и находящихся под большим давлением водах СО2, N, Р, Ca и других необходимых элементов. Горизонтальные течения, хотя и в меньшей степени, также перемешивают воды и способствуют обогащению верхних слоев питательными компонентами и поэтому отмечаются большой биопродуктивностью и высокими скоростями биогенной седиментации.

В холодных водах лучше растворяются СО2 и другие газы, поэтому Баренцево и другие северные или приантарктические моря не намного отстают по биопродуктивности от тропических вод. А океанические пустыни располагаются в субтропических зонах антициклональных круговоротов воды с их нисходящими перемещениями вод, поэтому быстро истощающимися по питательным веществам - это области халистаз. Они не случайно широтно продолжают пустыни континентов и немного захватывают соседние зоны пассат. Это две широтные зоны примерно между 15-40° с. и ю. ш. Более высокие широты, примерно до 50°, отличаются высокой биопродуктивностью, связанной с зимними разрушениями сезонного термоклина и возникающим благодаря этому глубоким конвективным перемешиванием вод, а также связанной с подъемом глубинных вод, что является частью общей циркуляции над главным термоклином и уравновешивает нисходящее перемещение холодных вод в его центральных областях. Далее к полярным областям биопродуктивность снова падает - из-за низких температур, малого поступления света (Солнце низко над горизонтом) и ледового покрова.

Максимальная биопродуктивность (Лисицын, 1974, 1977, 1978; Биологическая 1977; Типы 1975) по многим причинам приходится на шельфовые и другие мелководные зоны: воды здесь максимально освещены, прогреты и перемешаны, питательные компоненты поступают как с суши, так и из океана, а нередко и из гидротерм; обитаемы почти все уровни воды, и планктонное и донное сгущение жизни практически соединяются нектоном, а трофические цепи наиболее протяженны за счет объединения всех их уровней и звеньев - от простейшего нанопланктонного сообщества автотрофов до высших млекопитающих.

Автохтонные биокомпоненты - прикрепленный бентос: кораллы, водоросли, мшанки, губки, моллюски, криноидеи, фораминиферы, черви, членистоногие - создают на месте крупные и гигантские карбонатные (известковые, отчасти и доломитовые) постройки типа барьерных рифов, меняющие географические, экологические, геохимические и литологические условия обширных зон морей и океанов и управляющие хемогенным и механогенным осадконакоплением. Нередко они создают эвапоритовые условия, и за рифами формируются мощные толщи солей, которые без биогенного фактора не могут образовываться. На месте произрастания бурых и зеленых водорослей - подводных лугов - накапливаются горючие сланцы, а в мангровой зоне за счет высшей растительности - угли. Максимум автохтонного осадко- и породообразования тяготеет к теплым тропическим морям, особенно это относится к рифостроителям.

Помимо карбонатных и органических к автохтонному бентосу можно отнести и кремневые спикуловые (губковые) концентрации, хотя они нередко испытывают небольшое местное перемещение. Они обитают преимущественно на глубинах от 50 до 400 м, т.е. в нижней части шельфа и в верхней части континентального склона.

Бентос существует в водах с нормальным газовым режимом, но в последние 10 лет обнаружен совсем необычный бентос, основу которого составляют трубкообразные организмы - вестиминтиферы, жизнедеятельность которых основана на хемосинтезе (использовании симбиотически связанными с ними бактериями энергии превращения серных соединений): на дне океана в условиях повышенных температур у выхода горячих гидротермальных источников, выносящих сульфиды в зонах спрединга, например в Калифорнийском заливе и подводном хребте Xy-ан-де-Фука, и строящих гигантские (до 0,5 км) конусы - "курильщики". Литологическое влияние этого бентоса и продуцируемых им компонентов предстоит изучить. Но и сейчас можно сказать, что это большая движущая сила в трансформации минерального вещества в зоне осадкообразования.

Аллохтонные биокомпоненты бассейнового происхождения, квалифицированные несколько условно, многочисленны, разнообразны и огромны по объему. Это прежде всего биодетрит, образующийся при волновой переработке скелетов и раковин, при их биодетритизации (поедании крабами и другими беспозвоночными), которые перемещаются далее на океаническое дно в виде турбидных потоков. Формально его можно отнести к эдафогенному материалу. Но он более специфичен как биогенный, а нередко и содержит активные органические компоненты.

Планктоногенные компоненты - карбонатные, кремневые, органические - по существу аутигенные, но испытывающие внутреннюю аллохтонию, - разносятся течениями нередко на сотни километров. Но и компоненты, опустившиеся на дно там, где они обитали, создают резко неравновесный осадок, хотя бы потому, что органическое вещество и одевающая его раковина несовместимы химически. Поэтому не только при концентрированном, но и при рассеянном накоплении они служат мощным движущим фактором преобразования осадков и генерации уже других типов компонентов.

Продукты жизнедеятельности - копролиты, ихнитолиты, или биотурбиты, - важнейшая группа биогенных компонентов, хотя их биогенность в основном только формальная (Лисицын, 1974, 1978; и др.). Но все же биотурбированный, т.е. поеденный, пропущенный через кишечник червя, моллюска, рака, краба или другого илоеда осадок иной как по составу, так и по строению (он становится изотропным, например писчий мел), и в дальнейших преобразованиях ведет себя иначе: писчий мел до настоящего времени остается нелитифицированным, как будто это свежий осадок. Копролиты планктона и нектона - агрегаты от десятых долей миллиметра до сантиметра и более - для мельчайших (в тысячные доли миллиметра и мельче) частиц (кокколитов, силикофлагел-лят и т.д.) - часто единственный способ достичь дна, не растворившись. На геологические масштабы этой биофильтрации и биоседиментации в последнее время обращает наше внимание А.П. Лисицын (1974, 1977, 1978).

Биокомпоненты - не только их главные элементы: среди них много малых и микроэлементов, которые накапливаются в телах организмов или в их скелетах: фосфор, дающий начало фосфоритам, азот, ванадий, медь, железо, марганец, хром, а также адсорбированные в послежизненном цикле превращений, например уран.

Биогенные вещества буквально пронизывают все осадки и породы и играют в них часто определяющую роль (Биогеохимия 1976; Биохимия 1983; Кузнецов и др., 1962). Кроме литологической роли они всегда выполняют и геологическую - биостратиграфическую как носителя информации о палеотемпературах, времени и т.д.

 

4.6.3. Биопровинции, или биофации

Область распространения того или иного биокомпонента либо их ассоциаций аналогично ТМП можно назвать биологической провинцией (БП), или биологической фацией (БФ). Биопровинции по-разному сочетаются с порождающими их ареалами расселения видов или биоценозов. Для донных организмов они совпадают, если не считать некоторого рассеяния биокластов. Границы захоронения в осадках планктонных сообществ более расширены по сравнению с географическим положением места жизни, но в целом часто далеко не отрываются от них и дают возможность реконструировать места палеобиоценозов. При этом надо учитывать глубины палеоводоемов, их гидродинамику и трофические цепи. Казалось бы, нектонные компоненты никак не привязаны к определенному месту дна, свободно мигрируют по всему океану, и поэтому невозможно определить для них биопровинцию. Но все же ббльшая часть нектона, например рыбы, привязана к зонам развития планктона и далеко не уходит от мест обитания последнего. Поэтому они захороняются большей частью вместе, составляя одну БП. Даже такие космополиты, как морские млекопитающие (киты, дельфины, котики и др.), имеют определенные пути сезонной миграции и также позволяют очертить их БП.

Комплексы биокомпонентов имеют, таким образом, как палеогеографическое, так и стратиграфическое значение. Биостратиграфическая роль в науке и практике геологии биокомпонентов хорошо изучена и лежит в основе биостратиграфического метода. Биостратиграфические комплексы (БСК) биокомпонентов сменяются во времени эволюционно или событийно. В первом случае действуют биологические законы эволюции, и смена происходит более или менее одновременно на всей Земле. Во втором - она происходит от местных, локальных, или региональных и мировых событий. Причинами могут быть: трансгрессии и регрессии; тектонические движения, открывающие или закрывающие проливы; изменения климата, например оледенения; космические события и т.п. В этих случаях БСК могут сменяться циклично, с известными повторениями, связанными с миграцией биоса или с новым распространением из убежищ. Эволюционные и событийные смены биоса в действительности взаимосвязаны, и события могут отразиться в эволюции.

Палеогеографические биокомплексы (ПБК), отвечающие биопровинциям (БП), лежат в основе выделения биофаций, или палеонтологических фаций, которые как частные, или специальные, фации вместе с литофациями, геохимическими, гранулометрическими и другими "спецфациями" создают комплексные фации - геологические тела, являющиеся органическими частями целостных в историко-геологическом отношении региональных геологических тел - конкретных формаций. Такие фации и их сложная иерархия описаны Д.В. Наливкиным, В.И. Поповым, Г.Ф. Крашенинниковым, а современные и мезокайнозойские фации океанов - И.О. Мурдмаа (1987). Можно различать современные (СБП) и ископаемые (ИБП) биопровинции (фации). Современные БП отвечают биоценозам, ископаемые - древним биоценозам или, что обычно близко, танатоценозам, т.е. сообществам захороняемых биоостатков или биокомпонентов. В них входит и инфауна, а именно следы живущей в илу фауны - илоедов, зарывающихся и других организмов. По всем этим элементам ИБП или по биокомпонентам восстанавливаются биоценозы, и они истолковываются в параметрах физико-географической и химической обстановки: температуры, климата, газового режима, гидродинамики, освещенности, глубины, влажности и т.д.

 

4.7. СЕДИМЕНТОГЕННЫЕ ХИМИЧЕСКИЕ КОМПОНЕНТЫ

 

Химические компоненты, рождающиеся в гидросфере при пересыщении истинных растворов или коагуляции коллоидных, исключительно важны как в научном, так и в практическом отношении и образуют не только осадки - породы, но и толщи - формации: эвапоритовые (солевые) , карбонатные, железорудные, кремневые и др. Они наиболее равновесны к физико-химическим условиям водной среды и поэтому отражают ее неискаженно и определенно, что и позволяет использовать их для палеогеографического анализа. Л.В. Пустовалов, называя их мотогенными, т.е. рожденными в путях переноса или в движении, перечисляет ряд процессов, создающих их твердые фазы: окисление сидеритовых, сульфидных и других восстановленных форм металлов, гидролитическое расщепление соединений и органического вещества, выветривание полевых шпатов с образованием глинистых минералов (в очень малых количествах), взаимодействие с газами, растворами, выпаривание растворов, коагуляция и адсорбция и биосинтез органического вещества и скелета. Последний рассмотрен отдельно (см. 4.6).

Наибольшие по объему накопления дает испарение природных растворов, приводящее к формированию мощных толщ карбонатов, сульфатов, хлоридов и в меньших количествах - соединений кремнезема, железа, марганца, фосфатов, глинозема. Из карбонатов в настоящее время стадии насыщения достигают лишь известь и реже доломит. Оба эти соединения в твердую фазу выпадают из раствора в теплых и обычно мелководных водоемах аридных зон из-за удаления растворяющего их СО2 в воздух при нагревании вод или поглощения его водорослями и высшими растениями. Благодаря этому бикарбонатная форма переходит в монокарбонатную (см. гл. 7), менее растворимую. Так как карбонатные кристаллики растут медленно, осадок формируется из микритового (размер зерен меньше 0,01 мм, часто и меньше 0,001 мм) вещества, кристаллики которого ориентированы хаотично, что делает его темным в проходящем свете под микроскопом. В подвижных водах выпадение карбоната происходит и на взвешенных песчинках - так образуются многие оолиты. С углублением в геологическое прошлое и ослаблением биогенного извлечения извести, кремнезема и других биофильных элементов из гидросферы масштабы хемогенного образования минералов и их седиментация возрастали и тогда накапливались таким способом мощные толщи. В архее выпадал из растворов и сидерит, что свидетельствует о недостатке кислорода в атмосфере и большем содержании СО2.

Более растворимые сульфаты кальция - гипс и ангидрит - и еще больше хлориды - каменная соль (галит), сильвин, карналит, бишофит и сульфаты магния, калия, натрия, а также бораты выпадают при большем выпаривании растворов и превращении их (для ряда солей) в рапу - концентрированный рассол, треть которого составляют растворенные соли (см. гл. 8). Это всегда осуществлялось в ограниченных водоемах, то больших по площади, то меньших, почти всегда мелководных, хотя не исключаются и довольно глубоководные (первые сотни метров). Особым генетическим типом таких глубоководных водоемов являются современные впадины Атлантис-П, Дискавери и другие в Красном море, где на глубинах больше 2 км в зоне спрединга и подводного базальтового вулканизма обнаружены высокоминерализованные рассолы с температурой до 60°, из которых могут выпадать сульфаты и хлориды. Источник их не ювенильный, не мантийный, а стратосферный - ранее сформированные миоценовые (мессинские) эвапориты, выходящие в бортах впадин.

Ббльшая часть эвапоритов формируется по модели Кара-Богаз-Гола, т.е. в мелководном водоеме, соединенном с основным водоемом - морем или океаном - постоянно действующим проливом, лучше с односторонним течением - в сторону выпаривательного водоема. Постоянство тока солеприносящей воды обеспечивается низким (до -10 м и ниже) уровнем воды в выпаривательном бассейне.

Твердая фаза солей образуется в первую очередь в верхних, более прогретых слоях (Гуляева и др., 1968; Дивер, 1986; Петтиджон, 1981; и др.), в которых нередко довольно крупные кристаллы галита или других солей в виде пирамидок - соляных лодочек - плавают в жаркие дни и, опускаясь на дно, в осадок, часто доломитовый, отпечатываются в нем (в верхах казанского и низах татарского ярусов в районе Казани).

Коагуляция коллоидных растворов кремнезема, глинозема, окислов железа, органического и глинистого вещества происходит от соприкосновения с электролитами морской воды в прибрежной зоне морей, где и возникает большая часть гелей, которые, при наличии застойно-водных или тиховодных ловушек, выпадают в осадок здесь же или выносятся дальше в море и там часто рассеиваются среди других компонентов осадка. Перечисленные соединения, как и некоторые другие, переносятся и в виде истинных растворов и выпадают из них при пересыщении, которое наступало более часто в древние эпохи, особенно - в докембрии, например при формировании джеспилитов.

Вместе с коллоидами осаждаются благодаря адсорбции ванадий, уран, марганец, медь, свинец, цинк, титан, хром и другие малые и редкие элементы.

Химическая садка из истинных растворов участвует и в образовании фосфоритов, по теории А.В. Казакова (1937), при подъеме богатых биогенными фосфатами глубинных вод (см. гл. 9), и в образовании железомарганцевых конкреции, которые отчасти также формируются и из коллоидных форм этих элементов. В соответствующих условиях из растворов выпадают и сульфиды, и другие соединения, хотя и в малых объемах. К этому типу компонентов можно отнести и воздушно-осажденные осадки - серу из сероводорода вулканических фумарол, снег, а также лед (в водоемах), сезонный и многолетний. Но последние компоненты эфемерны, хотя и оставляют следы в осадках, например выпахивание льдом ложбин в донных и прибрежных осадках.

Хемогенные компоненты, как и биогенные, отчетливо эволюционировали в истории Земли, что делает их ценными геологическими часами и документами состава атмосферы и гидросферы и физико-химических условий локальных обстановок: температуры, солености, Eh, рН, компонентного состава и даже гидродинамики.

Практически все осадки и породы из седиментогенных химических компонентов - ценные полезные ископаемые: сырье для черной и цветной металлургии, химическое сырье, пищевые компоненты и т.д.

 

4.8. ДИАГЕНЕТИЧЕСКИЕ КОМПОНЕНТЫ

 

Если исключить из диагенетических гипергенные, т.е. сингенетичные элювиальные минералы, рассмотренные выше (4.5.2), то собственно диагенетическими останутся те, которые образуются в условиях существенно закрытой термодинамической системы. Их список также обширен и превосходит список седиментогенных химических минералов. Общими в этих списках остаются кальцит, доломит, опал, гипс, ангидрит, другие сульфаты (Mg, Na, К), хлориды, отчасти фосфаты, гидроокиси железа, марганца. Сверх того в диагенезе образуются сидерит, анкерит, родохрозит, магнезит, стронцианит и более редкие карбонаты, барит, целестин и другие сульфаты, флюорит, пирит, галенит, сфалерит и другие сульфиды, разнообразные фосфаты кальция, железа, алюминия коллоидальной структуры и апатит, кристобалит, халцедон, кварц, разнообразные цеолиты, каолинит, монтмориллонит, другие смектиты, гидрослюды, хлориты, палыгорскиты, сепиолиты, смешанослойные и другие глинистые минералы (Конкреции 1977, 1983; Македо-нов, 1966 и др.; Муравьев, 1983).

Объемы диагенетических минералов, однако, сильно уступают крупным седиментогенным массам вещества. Большей частью диагенетические минералы образуют конкреции, участковый цемент, выполнения пустот в раковинах, миндалинах эффузивов, межскелетных пространств и реже - более или менее чистые пласты и линзы сидеритов, известняков, доломитов, фосфоритов, кремней, гипсов, ангидритов, цеолитов, монтмориллонитов или каолинитов по пепловым туфам, иногда - сульфидов и других минералов. Толщина их достигает 1-2 м, хотя чаще это лишь сантиметры и дециметры, а диаметр конкреций до 5-6 м.

Диагенетические минералы наследуют сингенетические, но с определенными, часто значительными изменениями окислительно-восстановительного типа: окисные в сингенезе сменяются нередко восстановительными в диагенезе.

Сингенез и диагенез конкурируют по глубине трансформаций и минералогическому разнообразию и трудно определить среди них доминирующую стадию (Фролов, 1984).

 

4.9. КАТА- И МЕТАГЕНЕТИЧЕСКИЕ КОМПОНЕНТЫ

Последними к ранее образованным присоединяются ката- и метагенетические минералы, по объему малые, - цемент, конкреции, вторичные минералы по полевым шпатам, темноцветным, литокластам и только карбонатный метасоматоз - кальцитизация, доломитизация, магнезитизация, реже сидеритизация - создает крупные объемы, толщи в сотни метров: некоторые палеозойские доломиты Русской и других платформ, сидериты Бакала (рифей, Башкирский антиклинорий) и магнезиты Сатки (там же), сформировавшиеся на стадии катагенеза (см. 3.6 и 3.7).

Наиболее многочисленны раннекатагенетические минералы: каолинит, монтмориллонит, гидромусковит, гидробиотит, хлориты и другие глинистые минералы, развивающиеся по полевым шпатам, темноцветным и другим силикатам, а также синтетически в поровом пространстве песчаников. Их разнообразие определяется вариациями рН в разных участках осадка и породы, а интенсивность глинизации - условиями тропического выветривания и длительностью подстадии. Образуются многие и разные карбонатные, сульфатные, сульфидные и цеолитовые минералы, халцедон, кварц, полевые шпаты и преобразуются органическое вещество, возникают бурые и позднее каменные угли, метан, начинается образование нефти (Седикахиты1982).

Позднекатагенетические минералы еще меньше по объему и массе и менее разнообразны минералогически. Идет упрощение минерального состава и уменьшение минерального разнообразия. Глинистые минералы изменяются в сторону гидрослюдизации и хлоритизации, монтмориллониты и другие смектиты практически исчезают, как и опал, кристаллизуется коллофан. Все карбонаты сохраняются, лишь перекристаллизовываются. Образуются кварц, цеолиты, полевые шпаты, титанистые минералы (анатаз, брукит), пирит (кубики) и другие сульфиды, барит, ангидрит, глубоко преобразуется органическое вещество (Клубова,

1965; Стадников, 1957) - вначале возникает главная масса нефти (главная фаза нефтеобразования), позднее газоконденсата и газа, возникают основные типы каменных углей и затем они метаморфизуются до марки тощих (T).

Метагенетические минералы и по общей массе, и по разнообразию наименьшие из всех стадиальных минералов, они отражают высокие температуры и давление. Это в основном трансформированные минералы предыдущих стадий. Глинистые породы метаморфизуются, т.е. перекристаллизовываются в серицитовые и хлоритовые сланцы, триоктаэдрические гидрослюды переходят в диоктаэдрические 2M1, магнезиально-железистые филлосиликаты - в высокотемпературные хлориты - ортохлориты, тальк, возникают помбелит, пумпеллиит, пирофиллит, маловодные цеолиты (ломонтит, сколецит), исчезает халцедон, замещаясь кварцем, как акцессорные, образуются альбит, олигоклаз, калишпат, эпидот, цоизит, турмалин, сфен, анатаз, брукит, рутил, апатит, пирит и другие силикаты.

Многие минералы метагенеза - единичные мелкие кристаллики, регенерационные каемки, выполнения пустот и реже замещающие первичный состав (Логвиненко, 1984; Логвиненко, Орлова, 1987; Япаскурт, 1989; и др.). И трансформированные, и новообразованные минералы метагенеза лучше окристаллизованы, их структура и состав более упорядочены по сравнению с минералами катагенеза. В целом они становятся больше похожими на эндогенные, метаморфические и магматические минералы, в чем проявляется прогрессивность развития минералов в стратисфере.

При переходе в зону метаморфизма (Савельев и др., 1974; Япаскурт, 1989; и др.) эти черты минералогии усиливаются, и в массовом количестве возникают альбит, мусковит, хлорит, пренит, эпидот, цоизит, калишпат, появляются биотит, актинолит, полностью перекристаллизовывается кварц песчаников. Однако многие метагенетические минералы практически не меняются в зоне начального метаморфизма: титанистые, циркон и большинство других акцессорных и некоторые породообразующие (полевые шпаты).

 

4.10. АУТИГЕННО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ПРОВИНЦИИ, ИЛИ ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ФАЦИИ

 

Если по терригенным минералам можно определить состав и положение, а также географические условия суши, то по аутигенным минералам восстанавливают физико-химические, географические и биономические условия бассейна седиментации, комплекс которых часто называют фациями (Гуляева и др., 1968; Пустовалов, 1940; Теодорович, 19586; и др.).

Для восстановления условий осадконакопления наибольшее значение имеют сингенетические компоненты, формирующиеся в стадию накопления и в стадию сингенеза, т.е. гипергенеза. Последние даже более точно отражают физико-географические и физико-химические условия поверхности земли на суше и под водой. Диагенетические, ката- и метагенетические компоненты документируют уже условия стратисферы, изолированные от зоны и условий осадкообразования.

Аутигенные минералы (Теодорович, 1958а), как и терригенные, обычно не встречаются поодиночке, а образуют ассоциации, или комплексы, в данном случае - аутигенно-минералогические (AMK), площадь распространения которых, по аналогии с ТМП, можно назвать аутигенно-минералогической провинцией (АМП). Ее называют также и геохимической фацией (ГФ или ГХФ). Представление о сингенетических минералах и химических элементах, о сингенезе, геохимических фациях и их классификацию разработал еще в 1933 г. Л.В. Пустовалов (1940, с. 458-470). Он различал прежде всего сингенетичный минерал и сингенетичное химическое соединение, что иллюстрировал примерами. В одном из них приводится последовательный ряд сингенетичных минералов: феррогель -> лимонит-> гётит-> гематит, в котором строго сингенетичным является лишь первый - многоводный феррогель состава Fe2О3*nH2O где п > 2. Все другие минералы, начиная с "лимонита" или, точнее, с гидрогётита, являются уже эпигенетичными по отношению к феррогелю. Но они сохраняют в своей основе, в своем "корне" одно и то же химическое соединение - окись железа. Оно и выражает физико-химические условия, т.е. геохимическую фацию. Это сингенетичное химическое соединение (CXC). Таковым является и бисульфид железа, хотя в осадках зоны сингенеза можно встретить и моносульфид разной степени гидратации и водные дисульфиды. SiO2, FeCO3 и т.п. - другие примеры CXC - члены соответствующих в разной степени гид-ратированных рядов сингенетичных минералов, начинающихся с сили-когеля (SiO2*nH2O), гидрокарбоната железа (Fe2СО32О).

Аналогично вводится понятие о сингенетичном химическом элементе (СХЭ), например К в составе глауконита, заимствованный из морской воды. Он противопоставляется механогенному калию, входящему в состав терригенного калишпата.

На практике для характеристики АМП или ГХФ пользуются обоими понятиями - и сингенетичными минералами (элементами), и сингенетичными химическими соединениями (элементами), различая их, когда это нужно. Для реконструкции условий сингенеза имеют значение не только присутствующие, но и отсутствующие сингенетичные компоненты. На последние впервые для пегматитов обратил внимание А.Е. Ферсман (1931), назвав их "запрещенными". В литологии впервые эти понятия и термин употребил Л.В. Пустовалов (1933-1937).

Таким образом, каждая АМП, или геохимическая фация, характеризуется обязательными (руководящими, типичными), возможными, или факультативными (их появление зависит от ряда привходящих обстоятельств и моментов, например от наличия соответствующих катионов или анионов), и запрещенными (исключенными) CXC и СХЭ, например пирит в лимонитовой фации. Для современных и древних латеритов обязательными СХЭ являются, например, Fe , Al3+, CXC - маловодные Fe2О3, Al2O3, возможные Si и Si02 (водный или кристаллический) и запрещенные Fe2+, сульфидная S, органический С, FeS2, FeCO3. Для торфяного болота и возникшего в нем угля с кислыми и восстановительными условиями обязательны каолинит, сидерит, пирит, марказит, органические углеродные минералы, возможны сульфиды Cu, Zn, Pb, если эти элементы имеются в торфянике, запрещены Fe и его окислы, как и окислы других элементов. Выявление в отложениях трех групп сингенетичных элементов и соединений - минералов полнее представляет АМП, или геохимические фации, и позволяет на этой фактической эмпирической основе теоретически прогнозировать полезные ископаемые и их минерально-геохимический профиль.

Каждый участок земной поверхности охарактеризован своими комплексами сингенетических минералов, сохраняющимися часто на протяжении длительных отрезков геологического времени. Это и позволяет понимать их как аутигенно-минералогические или геохимические провинции, или фации. В традициях 30-40-х годов Л.В. Пустовалов различал современные и ископаемые геохимические фации - СГФ и ИГФ. Под современной геохимической фацией Л.В. Пустовалов (1933) предложил понимать "часть земной поверхности, которая на всем своем протяжении обладает одинаковыми физико-химическими и геохимическими условиями накопления и формирования осадочных горных пород. Под ископаемыми геохимическими фациями соответственно следует разуметь пласт или свиту пластов, которые на всем своем протяжении обладают одинаковой изначальной геохимической характеристикой, возникшей в результате условий образования осадочной породы и проявляющейся прежде всего в повсеместном нахождении одного и того же комплекса сингенетичных выделений, которые образуют между собой закономерные ассоциации, обусловленные физико-химическими условиями формирования породы" (1940, с. 462).

Л.В. Пустовалов описывает 9 типично морских и 6 континентальных фаций: 1) сероводородную, 2) сидеритовую, 3) шамозитовую, 4) глауконитовую, 5) фосфоритовую, 6) окислительную, 7) ультраокислительную, 8) доломитовую и 9) фацию "морских солей"; 10) латеритную, 11) фациюортштейнов (или "отбеливающего выветривания"), 12) пустынь, 13) континентальных солей, 14) железных руд и 15) углей.

Г.И. Теодорович развил учение о геохимических фациях и разработал детальную классификацию субаквальных фаций (1958, с. 75-107), основанную на двух важнейших параметрах среды - рН и Eh. Если выделять по каждому из этих параметров 6 градаций - фаций, то в классификационной таблице - матрице их будет 36; в каждой клетке список устойчивых при данных значениях рН и Eh минералов.

Рассмотрим сначала фации раздельно по каждому признаку. По рН выделяются геохимические фации (табл. 4.1):

1.   Резко щелочная, или содовая, с рН > 9, с характерными (устойчивыми) минералами - сода Na2СОз, Са-монтмориллонит, меньше магнезит, доломит, кальцит, гейлюссит, сульфиды Fe. Современные примеры - содовые озера залива Сиваш и Кулундинской степи.

2.   Умеренно щелочная, или известковая, с рН 9-8(7,8), с СаСОз, Ca-Mg-монтмориллонитом, Mg-филлосиликатами (палыгорскит, сепиолит), меньше - доломит (замещения), анкерит, гипс, галит, сульфид Fe.

3.   Слабощелочная, или галогенная, и доломитов замещения, с рН 8 (7,8)-7,2, с гипсом, ангидритом, галитом, сильвином и другими солями, доломитом (замещения), Mg-монтмориллонитом, меньше - с FeS2, FeC03, МпСОз, анкеритом, шамозитом, глауконитом, Са-фосфатами, окислами Fe и Mn, еще реже - с AI2O3.

4.   Нейтральная, или бескарбонатная, с рН 7,2-6,6, с глауконитом, шамозитом, меньшее Mg-монтмориллонитом, бейделлитом, фосфатами, опалом, глиноземом, сидеритом, акеритом, пиритом, родохрозитом, рудами окислов железа и марганца.

4.   Слабокислая, или галлуазит-кремневая, с рН 6,6-5,5(5,0), кол-чеданисто-боксито-кремневая, с галлуазитом, глиноземом, аллофанами, силицитами, пиритом и сульфидами меди, вивианитом, торфом, отчасти с каолинитом.

5.   Кислая, или каолинитовая, с рН 5,5(5,0)-2,1, с каолинитом, пиритом, сульфидами меди и другими, торфом, керчинитом, кварцем, халцедоном, опалом, вивианитом, отчасти с глиноземом, рудами Fe.

По Eh выделяются геохимические фации (табл. 4.2):

1.   Резко окислительная, или лимонитовая, с Eh > 300 мВ, с окислами Fe, Mn и Al, силицитами, кварцевыми песками, известняками, каолинитом, монториллонитом, магнезиальными филлосиликатами.

2.   Окислительная, или переотложенных глауконитов и фосфатов, известковая, с Eh 300-50 мВ, с окислами Fe, Mn, Al, оксикерчинитом, опаловыми силицитами, названная Г.И. Теодоровичем несколько неосновательно глауконитовой.

3.   Нейтральная, или глауконитовая, с Eh = 50 - -50 мВ, с первичным глауконитом, каолинитом, керчинитом, глиноземом (бокситами), фосфатами, доломитом, опаловыми кремнями, закисно-окисными железистыми хлоритами, монтмориллонитом, гидромусковитом, гидробиотитом, эвапоритами, содой, с подчиненными лептохлоритами.

4.   Слабовосстановительная, или лептохлоритовая, с Eh = -50 --100 мВ, с шамозитом, тюрингитом, фосфоритами, торфом, аллофаном, каолинитом, галлуазитом, монтмориллонитами, бокситами, вивианитом, СаСОзл манганокальцитом, олигонитом, анкеритом, кремнями, отчасти с сидеритом, родохрозитом, первыми сульфидами.

5.   Восстановительная, или сидеритовая, с Eh от -100 до -200 мВ, с FeC03, МпСОз, анкеритом, шамозитом, торфом, сульфидами, известняками, доломитом, гидрослюдами и монтмориллонитами, силицитами.

6.   Сильновосстановительная, или сероводородная, сульфидная, с Eh < -200 мВ, с сульфидами, каолином, аллофаном, галлуазитом, монтмориллонитами, отчасти с гидрослюдами, с СаСОз, MgC03, доломитом,  содой, солями.

 

Геохимические фации, выделенные по рН (Теодорович, 1958, с дополнениями)

 

PH

Фация

Типоморфные минералы и химические соединения

 

 

карбонаты

сульфаты, хлориды

глинистые

кремневые

Fe-Mn-вые

фосфатные

Al2O3

>9,0

резко щелочная, или содовая

сода (гейлюссит. магнезит, кальцит)

 

Са-монтмориллонит

 

 

 

 

9,0 - 8,0 (7,8)

щелочная, или известковая

кальцит (доломит)

(CaSO4, NaCl и др.)

Ca-Mg-монтмориллонит, палыгорскит

 

 

 

 

8,0 (7,8) -7,2

слабощелочная, или эвапоритовая (доломитов замещения)

доломит (анкерит) , родохрозит, сидерит

CaSO4, NaCl и др.

Mg-монтмориллонит, палыгорскит (глауконит, лептохлорит)

(опал, халцедон)

Fe-Mn-окисные

Са-фосфаты (вивианит)

Al2O3

7,2 - 6,6

нейтральная или глауконитовая

(CaCO3, FeCO3)

-

глауконит, леп-тохлориты (Mg-монтмориллонит)

опал, халцедон (кварц)

Fe-Mn-окисные

Са-фосфаты, вивианит

Al2O3

6,6 - 5,5 (5,0)

слабокислая, или галлуазит-кремневая

-

-

галлуазит (каолинит)

опал, халцедон, кварц

Fe-окис-ные (без Mn) (сульфиды)

вивианит (Са-фосфаты)

Al2O3

5,5 (5,0) -2,1

кислая, или каолинитовая

-

-

каолинит

опал, халцедон, кварц

сульфиды

(Fe-окисн.)

вивианит

(Al2O3)

 

Геохимические фации, выделенные по окислительно-восстановительному потенциалу (Теодорович, 1958, с дополнениями)

карбонаты

Еh и

Фации

Типоморфные минералы и химические соединения

символ

сульфаты, хлориды

глинистые

кремневые

Fe-Mn-вые окисные

фосфатные

Al2O3

 

>300 ++

сильноокислительная, или лимонитовая

CaCO3, MgCO3 (доломит)

CaSO4, NaCl и др.

монтмориллонит, палыгорскит

(опал, халцедон, кварц)

Fe-Mn-окисные (руды)

 

Al2O3

300 - 50 +

окислительная, или монтмориллонит-лимонитовая

CaCO3, доломит, MgCO3

CaS04, NaCl

монтмориллонит, иллит, Mg-силикаты (глауконит)

опал, халцедон (кварц)

Fe-Mn-окисные

-

Al2O3

50 - -50 0

нейтральная, или глауконитовая

CaCO3, доломит (анкерит, родохрозит)

(CaSO4, NaCl и др)

глауконит (гидробиотит) , иллит

опал, халцедон, кварц

(сульфиды)

Ca-фосфаты

Al2O3

-50 - -100

слабовосстановительная, глауконит-лептохлоритовая

анкерит, МпСОз, (FeC03)

 

шамозит, тюрингит (глауконит, иллит)

опал, халцедон, кварц

(сульфиды)

Са-фосфаты (вивианит)

Al2O3

-100 -

-200

(300)

(средне) восстановотельная, сидеритовая

FeCO3, МnСОз, анкерит

-

шамозит, тюрингит, каолинит

кварц, халцедон, опал

сульфиды

(Са-фосфаты) вивианит

Al2O3

<-200 (300)

сильновосстановительная, сероводородная, сульфидная

(FeCO3)

 

каолинит, диккит

кварц, халцедон (опал)

FeS2 и другие сульфиды

вивианит

-

 

Матричная схема классификации осадочных геохимических фаций на основе работ Г.И.Теодоровича (1958)

Фации по

Фации по рН

Eh

1

2

3

4

5

6

1

1/1
лимонит-содовая

1/2
лимонит-известковая

1/3
лимонит-доломитовая

1 /4
лимонит-глауконитовая (?)

1/5
лимонит-силицитовая

1 / 6 лимонит-каолинитовая (?)

2

2/1
монтмориллонит-лимонит-содовая

2/2
монтмориллонит-лимонит-известковая

2/3 монтмориллонит-лимонит-доломитовая

2/4 монтмориллонит-лимонит-глауконитовая

2/5 монтмориллонит-лимонит-кремневая

2/6

-

3

3/1

-

3/2
глауконит-известковая

3/3
глауконит-доломитовая (?)

3/4
глауконит-фосфорит- силицитовая

3/5
глауконит-силицит-фосфоритовая

3/6 глауконит-силицит-сульфидная

4

4/1
шамозит-монтмориллонитовая (?)

4/2
шамозит- известково-монтмориллонитовая

4/3
шамозит-доломитовая

4/4
шамозит-силицит-фосфатная

4/5
шамозит-силицит-вивианитовая

4/6
шамозит-каолинит-сульфидная

5

5/1
сидерит-монтмориллонитовая (?)

5/2
сидерит-монтмориллонит-известковая

5/3
сидерит-Са-фосфатная

5/4
сидерит-лептохлоритовая

5/5
сидерит-вивианитовая

5/6
сидерит-силицит-сульфидная

6

6/1

-

6/2
сульфидно-известковая

6/3
сульфидно-доломитовая

6/4
сульфидно-шамозит- вивианитовая

6/5
сульфидно-галлуазит-вивианитовая

6/6 сульфидно-каолинитовая

 

В этих фациях не все минералы нашли свое место, а многие помещенные в нее - малочувствительны к изменениям Eh (СаСОз, MgC03, доломит, сода, гипс, гейлюссит, каолиниты, кремневые минералы, глинозем, в значительной мере гидрослюды, монтмориллониты и др.) и рН . (сульфиды, окислы Fe, отчасти гидрослюды).

Большинство минералов встречаются не только в одной, аив соседних фациях, что объясняется определенной инертностью химических соединений и минералов, неоднородностью осадка и большой ролью унас-ледованности минерального состава. Спектр или диапазон значений Eh и рН устойчивости минералов различен, но всегда выделяется фация, в  которой тот или иной минерал наиболее устойчив и, следовательно, наиболее типичен. В смежных фациях его роль обычно становится подчиненной и он постепенно исчезает. Его присутствие в соседних фациях объясняется также тем, что в разных точках осадка разные Eh и рН, что приводит к образованию и разных по этим параметрам минералов и обусловливает их совместное сосуществование в осадке и породе. Раз образовавшись, минерал в твердом состоянии остается на длительное время стойким, как бы инертным, трудно поддающимся изменениям химизма окружающей среды, чем он сохраняет историческую геологическую память. И это надо учитывать при интерпретации встречающегося комплекса аутигенных минералов, поскольку наблюдающиеся парагенезы не всегда моностадийны и даже в течение одной стадии одни минералы сменяют другие.

Часто в одной и той же породе мы видим материальные (минеральные, структурные, текстурные) следы многих стадий. Разобраться в их исторической последовательности и прочитать фациальную и генетическую запись на них соответствующих стадий - задачи стадиального анализа, во многом аналогичные задачам стратиграфии и палеогеографии.

В обобщенной классификации геохимических фаций (табл. 4.3) они обозначены номерами (в последовательности от 1 до 36) и в виде дробей - в числителе номер фации по Eh (они расположены по оси ординат) и в знаменателе - номер фации по рН (они расположены по оси абсцисс). В каждой клетке с тем или иным номером должен помещаться список типичных или устойчивых аутигенных сингенетичных минералов, который легко может написать сам читатель, пользуясь перечнем на предыдущих страницах.

 

4.11. ГЕНЕТИЧЕСКИЕ И СТАДИАЛЬНЫЕ СПЕКТРЫ МИНЕРАЛОВ ОСАДКОВ И ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

 

Большинство минералов осадочных пород полигенетично и полистадиально. Кальцит, например, терригенен, биогенен, седиментогенен, гипергенен, диагенетичен, катагенетичен и реже метагенетичен. Почти такой же богатый генетический спектр у доломита, а сидерит явно беднее - только диагенетический и катагенетический, возможно и метагенетический. В архее он был еще и седиментогенным. Такой же генетический спектр у пирита и других сульфидов, у родохрозита, анкерита. Кварц - терригенный, вулканогенный, ката- и метагенетический, метаморфический и отчасти гипергенный. Каолинит - один из полигенетичных минералов, он бывает гипергенным элювиальным, вулкано-элювиальным, диа- и катагенетическим, терригенным, отчасти седиментогенным. Таковы же гидромусковиты, хлориты, несколько менее разнообразны монтмориллониты, палыгорскиты, глаукониты, лептохлориты.

Наименее генетически и стадиально разнообразны хлориды, сульфаты, нитраты, легкорастворимые карбонаты, бораты - они практически только седиментогенны и элювиально-сингенетичны, хотя многие из них образуются как гидротермальные. Гипс более разнообразен генетически и стадиально. Полевые шпаты, калиевые и натриевые, хотя и образуются только в ката- и метагенезе, но генетически более разнообразны: терригенные, вулканогенные, постдиагенетические, метаморфические и интрузивно-магматические.

В осадочных породах, таким образом, нередки случаи проявления конвергенции в образовании минералов: один и тот же минерал (кварц, полевой шпат, сульфид, магнетит, рутил, анатаз и др.) может быть встречен в осадках и породах во всех трех генетических типах - осадочном, магматическом и метаморфическом. Это еще раз подчеркивает необходимость генетического анализа компонентов осадочных пород. На Земле нет более полигенетичных горных пород, чем осадочные: в них можно встретить не только более или менее закономерно собранные компоненты, но и много случайного, являющегося незапрограммированной игрой сил внешних оболочек Земли и особенно наиболее свободной и нестесненной из них - биологической, а в последние десятилетия - и человеческой.

О статье: 

Глава 4 из учебника "Литология" (цитируется по изданию: Фролов В.Т. Литология. Кн.1: Учебное пособие. — M.: Изд-во МГУ, 1992. — 336 с.)

Комментарии

Первыми начали производить

Первыми начали производить кислород вроде бы какие-то бактерии. Или нет? Поправьте, если не так.