Определение, состав и строение осадочных пород

Автор:

Глава 2

ОПРЕДЕЛЕНИЕ, СОСТАВ И СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Хотя осадочные породы буквально всегда у нас под ногами, научно определить их долго не удавалось. Это связано с исключительной сложностью состава и происхождения осадочных пород. И по той и по другой стороне они практически могут быть любыми, в том числе и магматическими, например по составу гранитными, базальтовыми, риолитовыми и т.д., и по генезису также могут быть вулканогенными, например туфы, гидротермные отложения. Это не позволяет определить их на манер магматических пород, исходя из источника вещества. Магматическими называют породы, возникающие из магмы при ее кристаллизации и застывании. Осадочные же породы образуются из всевозможных источников вещества, в том числе и магматического и даже неземного — космического, и не только природного, но и искусственного, техногенного. Осадочные породы магматического происхождения кажутся парадоксальными, но они существуют. Отсюда вытекает по крайней мере два вывода: 1) определять осадочные породы по источнику вещества нельзя, так как пришлось бы перечислять всевозможные источники; 2) разделение между магматическими и осадочными породами проходит не по источнику вещества (он может быть и общим) и не по способу образования (он тоже может быть общим — вулканический свойствен и лавам и туфам), а по условиям образования. Поэтому-то и могут быть осадочные породы магматического происхождения и магматического состава.

Определить осадочные породы нельзя и так, как определяются метаморфические породы. Последними называются вторичные образования, возникшие из осадочных и магматических при их метаморфизации при высоких температурах и давлении. Во-первых, осадочные породы в основном не являются вторичными, а возникают заново из вещества экзосфер — атмосферы, гидросферы, литосферы и биосферы, а также из магмы, а во-вторых, хотя они образуются преимущественно при самых низких температурах и давлениях, но часть их формируется и при термодинамических условиях глубоких недр Земли (до 15-20 км), в которых образуются и метаморфические породы, и, оставаясь осадочными, одновременно оказываются и метаморфическими (глинистыесланцы, мраморы).

Трудности охватить единым определением осадочные породы некоторым литологам и петрографам казались настолько непреодолимыми, что, отчаявшись дать положительное определение, они давали отрицательные, т.е. не по присущим седиментолитам признакам, а по отсутствию других, им противоположных. Так, английский петрограф Филиппи указывает, что у осадочных пород есть только одна общая черта — это их противоположность массивно-кристаллическим. Определяют их и как не магматические и не метаморфические, а все оставшиеся другие.

Но большинство петрографов все же делают попытки более конкретно определить осадочные породы. Так, Г. Розенбуш (1923) определял их как слоистые породы. Но это неверно, хотя слоистость — самый характерный признак осадочных пород. Однако многие осадочные породы (рифы, туфы, турбидиты, породы кор выветривания, обвальные, оползневые накопления и т.д.) неслоисты, кроме того, и магматические породы бывают слоистыми, а метаморфические — весьма часто. Помимо этого он определяет их как "достигшие геологического оформления продукты механического или химического разрушения изверженных пород, кристаллических сланцев и, до некоторой степени, населяющих Землю организмов". Но и это определение имеет много неверных положений, из которых в первую очередь следует отметить утверждение, что осадочные породы — продукты разрушения. Это неверно фактически, так как большинство осадочных пород первично (см. 2.2), и вредно методически, в поисковом отношении. В самом деле, если все главные признаки, в особенности минеральный состав, определяются якобы первичными породами, то и соответствующие полезные ископаемые надо искать вблизи них. На самом деле они в подавляющем большинстве никак не связаны с выходами кристаллических пород, и поэтому определение Розенбуша — плохое руководство для поисков полезных ископаемых. Часть осадочных пород (не больше 20%) является продуктами разрушения других пород, но не только магматических пород и кристаллических сланцев, а и осадочных пород и других метаморфических, помимо кристаллических сланцев, пород. Если признавать вторичность части осадочных пород, то они возникают не только в результате разрушения (под этим понимается механическое и физическое расчленение), но и в процессах глубокой химической переработки — разложения.

У.Х. Твенхофел (Twenhofel, 1932, США) считал, что "осадочные породы представляют собой скопление продуктов разрушения всех других пород". Этому определению присущи многие недостатки определения Розенбуша, но исключение организмов из источников вещества еще больше ухудшает его. Лишь в одном оно правильнее, так как допускает, что все породы (включая и осадочные) могут участвовать в образовании экзолитов.

В том же 1932 г. В.П. Батурин определял осадочные породы как "всякие скопления продуктов разрушения других пород, испытавших тем или иным путем некоторое перемещение в пространстве, в условиях поверхностной оболочки". Это определение встречает те же возражения, что и предыдущие, но оно ухудшает понимание, так как исключает осадочные породы, формирующиеся на месте (кора выветривания, рифы, многие угли и т.д.), без перемещения по поверхности Земли.

Можно было бы продолжить примеры неудачных, но весьма поучительных определений. Но в 1932 г. А.Н. Заварицкий и в 1934 г. В.Н. Лодочников заметили главный отличительный признак осадочных пород: их образование связано с энергией Солнца, а магматических — с энергией земного шара. Осадочные породы, таким образом, можно назвать экзогенными, а магматические — эндогенными образованиями. Л.В. Пустовалов (1940), оценивая такое определение как наиболее удачное, отмечает и некоторую неточность: в их образовании участвуют и внутренняя энергия Земли, и эндогенные силы, хотя и подчиненные: сила тяжести, энергия радиоактивного распада, химических реакций и химическая энергия самого вещества осадочных пород и т.д.

Но определения Заварицкого и Лодочникова ценны в методологическом отношении: они впервые вывели вопрос из "заколдованного", замкнутого круга "источник вещества — первичность или вторичность — способ образования", и показали, что главное отличие следует искать в разной обстановке образования, чем был продемонстрирован термодинамический подход к разграничению магматических и осадочных пород. Это хорошо выражается терминами "экзогенные" и "эндогенные" породы, если понимать их шире: не столько как деление на определяющие виды энергии, сколько как весь комплекс условий образований. Вот это и выразил Л.В. Пустовалов (1940, с. 21) в своем классическом и непревзойденном за 50 лет определении, которое заслуживает полного цитирования: "В соответствии с этим мы будем считать осадочными породами геологические образования, представляющие собой скопления минеральных или органических или же тех и других продуктов, возникшие на поверхности литосферы и существующие в термодинамических условиях, характерных для поверхностной части земной коры".

Определение Пустовалова полезно прокомментировать. Его можно разбить на 4-5 частей.

1. Слова "геологические образования" означают многое: 1) формальное — это то более крупное объединение (система), которому подчинены осадочные породы (наряду с другими — минералами и т.д.), т.е. это род, которому подчинен определяемый вид (типичное эксплицитное определение) ; 2) содержательное — осадочные породы надо изучать на базе исторического подхода, с учетом предыстории вещества, в конкретной обстановке времени и пространства (условий), отражение которых они несут на себе, в связи с соседними породами, в естественных парагенезах (фациальные взаимоотношения) и должны изучаться всеми геологическими методами, включая геологическое картирование, фациально-генетический подход, полевые методы детального изучения и т.д.

2. Самое общее указание на состав осадочных пород, и в нем только органогенные компоненты отличают их от магматических. В целом осадочные породы имеют тот же минеральный состав. Указание на минеральный состав необходимо, ибо горные породы — это агрегаты минералов, т.е. минералы — ингредиенты системы пород. Чтобы увидеть в минеральном составе специфичное для осадочных пород, надо рассмотреть его конкретно (см. 2.3): не менее 3/4 минералов осадочных пород — новообразования в экзогенных условиях.

3. Самое главное — это термодинамические и космические условия образования осадочных пород: они образуются на поверхности литосферы, а фактически — на границе Земли и Космоса, в условиях открытой системы и при низких температурах и давлении, к тому же весьма изменчивых во времени, т.е. в особой четко очерченной зоне, которую можно назвать зоной осадкообразования (см. 2.4). Именно местом рождения осадочные породы принципиально и резко отличаются от магматических и метаморфических пород. Поэтому туфы, хотя и образующиеся из магмы и энергией вулканического взрыва, т.е. вулканическим способом, тем не менее осадочные породы. А вот лавы, формально подпадающие под определение осадочных пород, так как отлагаются на поверхности литосферы, остаются в основном магматическими породами, поскольку сохраняют один термодинамический параметр глубинный — высокую температуру (до 1000°С). Вероятно, разделение магматических и осадочных пород правильнее провести между игнимбритами, еще лавами, и пирокластическими потоками, уже осадочными образованиями, так как, несмотря на повышенную температуру, обломки лавы все же не спекаются, т.е. они охлаждены до первых сотен градусов. И форма залегания в виде потока, напоминающего лахаровые или селевые отложения, и другие признаки — экзогенные.

Разное понимание границы между магматическими и осадочными породами происходит от того, что ее намечают по разным принципам: по составу, источнику вещества, способу образования или условиям накопления. Однако по существу первые три подхода не имеют отношения к этой границе, и только условия формирования определяют принадлежность к осадочным как экзогенным или магматическим как эндогенным образованиям. Это действительно два разных мира, и понять каждый из них нужно раздельно, не сводя один к другому. Все главные их свойства и расположение в земной коре определяются условиями их образования, а в конечном счете принадлежностью одного царства пород к экзосфере, а другого — к эндосфере. Метаморфические породы, будучи первично в основном осадочными, принадлежат к эндогенным породам.

Главное подразделение горных пород, таким образом, производится не по их основному петрографическому признаку — минеральному составу, а по генетической стороне, именно по условиям формирования, в основе которых лежат термодинамические параметры. Это, естественно, создает неопределенность в их разграничении и все еще препятствует созданию единой минеральной классификации горных пород.

4. Указание не только на зону образования, но и на зону существования осадочных пород. Этого чрезвычайно сильного положения нет ни в одном из предыдущих и ни в одном из последующих определений. Им утверждается преходящий характер осадочных пород, не только образующихся, но и исчезающих в вечном круговороте вещества на Земле (как и в Космосе). Осадочные породы устойчивы только в определенных термодинамических условиях (при сравнительно невысоких температурах — первые сотни градусов — и невысоких — до 3-4 кбар — давлениях), за пределами которых они переходят в другие, метаморфические и магматические, при погружении в недра за пределы критических условий либо разрушаются в результате эрозии или выветривания — при воздыманиях. В этом круговороте только условно, на каком-то витке спирали, можно посчитать одни породы первичными, а другие вторичными.

Наконец, в качестве пятой части определения следует отметить отсутствующее в нем, а именно то, что Л.В. Пустовалов не включил в число характерных признаков, хотя все другие петрографы всегда на это указывали, — это источники вещества. Их для осадочных пород невозможно перечислить, они могут быть буквально любыми, поэтому в целом осадочные породы они не определяют. Для конкретных пород еще можно выделить какие-то определенные источники, но они нередко не единичны, и в этом особенность седиментогенеза: во внешних подвижных оболочках Земли и в биосфере вещество из разных источников сильно перемешивается, как бы гомогенизируется и обезличивается.

Как это не покажется странным, но все последующие определения уступают пустоваловскому. Например, "осадочной породой называют геологические тела, возникшие из продуктов физического и химического разрушения литосферы, в результате химического осаждения и жизнедеятельности организмов, или того и другого одновременно" (Логвиненко, 1984, с. 18). Читатель сам может прокомментировать это определение и сравнить его с пустоваловским, которому оно уступает во многом: 1) опять подчеркивание вторичности ("возникшие из продуктов ... разрушения литосферы"); 2) неполный перечень способов образования; 3) ни слова о термодинамических условиях образования и тем более ничего об условиях устойчивости и существования.

Несколько лучше определение М.С. Швецова (1958, с. 13), но оно длинно и дается больше методом перечисления. Лишь Л.Б. Рухин (1969, с. 32) близок к определению Л.В. Пустовалова: "Осадочные породы можно определить как геологические тела, возникшие на поверхности земли и несколько глубже ее при свойственных для этих горизонтов небольших температурах и давлении, путем преобразования отложений, возникших за счет продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов и иногда за счет материала вулканического происхождения". Новое в определении — это конкретизация зоны образования ("несколько глубже" поверхности земли), способов и источников — не улучшает его, а является примером, когда конкретизация вредит. Более существенное ухудшение — разделение осадков и пород. В общем понимании осадочные породы охватывают и осадки. Не хватает и указания на зону существования осадочных пород.

В иностранных руководствах, видимо, выработка четких определений не считается важным делом, и они почти все в той или иной мере неудовлетворительны. Еще в 1940 г. Г.Б. Мильнер осадочные породы представлял весьма нечетко — как "уплотненные и рыхлые отложения, слагающие земную кору, безотносительно к их происхождению, но другие, чем породы образованные непосредственно магматической деятельностью". Более современно определение классика американской осадочной петрографии Ф.Дж. Петтиджона (1981, с. 9): "Осадочные отложения представляют собой геологические тела, сложенные консолидированным материалом, накопление которого происходило на поверхности земли или на незначительной глубине при низких значениях температуры и давления, характерных для этой обстановки седиментации". Недостатки очевидны: осадочные породы понимаются лишь как осадки или отложения, тогда как многие из них (коры выветривания, конкреционные и метасоматические образования, рифы) таковыми не являются; нельзя считать осадочными породами только консолидированных тела, это противоречит тому, что автор считает породами и рыхлые пески и галечники (с. 26). Отсутствует указание на зону существования осадочных пород. Только А. Султанов (1985) дает определение, близкое к пустоваловскому (с. 7).

Итак, определение Л.В. Пустовалова принимается нами не только потому, что это наилучшее из имеющихся, но и действительно как глубоко методологичный эталон научных определений, в котором строго сочетаются мера необходимости с мерой достаточности. В данном случае хорошо и то, что оно кажется слишком общим, недостаточно конкретным. Все осадочные породы нельзя охватить иначе, как именно таким общим подходом, чтобы определение не превратилось в перечисление конкретных пород или способов их образования.

Определение Л.В. Пустовалова можно лишь несколько упростить и перефразировать. Во-первых, можно исключить слова "геологические образования", поскольку осадочные породы подчинены совокупности всех горных пород (Белоусов, 1987), а они — геологические образования, во-вторых, можно проще сказать о составе. Итак, осадочными следует считать горные породы минерального или органического состава, возникшие на поверхности литосферы или вблизи нее и существующие при термодинамических условиях, характерных для верхней части земной коры.

2.2. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Химический состав осадочных пород весьма сложный, что отражает разнообразие осадочных пород. Он рассматривается по группам пород (гл. 6-13). Но можно попытаться представить средний состав всех осадочных пород, в который внесли бы свой вклад все осадочные породы пропорционально их кларку, или среднему содержанию в осадочной оболочке Земли. Для запоминания средний химический состав осадочных пород лучше сравнивать с таковым магматических пород (табл. 2.1).

Средние химические составы магматических и осадочных пород, как это видно из табл. 2.1, почти полностью тождественны друг другу, особенно по главным, петрофильным (породообразующим) окислам: кремнезема 59,14 и 58,53% — по Ф. Кларку, или 61,69 и 62,20% — по У. Твенхофелу, К. Лейсу и У. Миду. Осадочные породы лишь на 0,5% менее кремнекислые, а по другим данным примерно на ту же величину более кислые, чем изверженные. В целом этот параметр свидетельствует о среднем (андезитовом) составе всех магматических и осадочных пород.

Глинозема в магматических породах около 15,4%, а в осадочных примерно 14%. Незначительное отличие — уменьшение на 1,0-1,5% — в осадочных породах скорее всего кажущееся, благодаря особенностям процентного (относительного) способа выражения содержания: к общему балансу состава прибавились новые компоненты осадочных пород, которые практически отсутствуют в магматических породах Ш2О, СО2 и др.), и тогда содержания всех других компонентов уменьшаются на соответствующую долю этой прибавки, пропорциональную их содержанию в магматических породах. Поэтому и "уменьшается" содержание кремнезема, глинозема, соединений железа и других компонентов. Иначе пришлось бы допустить, что глинозем накапливается в гидросфере, т.е. рассеивается в осадочном процессе, что явно не свойственно ему и другим труднорастворимым компонентам.

Таблица 2.1

Средний химический состав магматических и осадочных пород (%) (по МСШвецову, 1958)

Компоненты	Магматические породы		Осадочные породы
Компоненты	а	б	в	г
SiO₂	61,69	59,14	58,53	62,20
Al₂O₃	15,47	15,34	13,07	14,38
Fe₂O₃	2,71	3,08	3,37	3,73
FeO	3,54	3,80	2,0	2,24
MgO	3,87	3,49	2,51	2,85
CaO	4,98	5,08	5,44	6,33
Na₂O	3,48	3,84	1,10	1,22
K₂O	3,14	3,13	2,81	3,05
TiO₂	0,82	1,05	0,57	0,62
P₂O₅	0,30	0,299	0,15	0,15
ZrO₂	—	0,039	—	—
Cl	—	0,048	следы	—
F	—	0,030	—	—
S	—	0,052	0,54	0,58
Cr₂O₃	—	0,055	—	—
V₂O₃	—	0,026	—	—
MnO	—	0,124	следы	—
NiO	—	0,025	—	—
BaO	—	0,055	0,05	—
SrO	—	0,022
UO₂	—	0,008	следы	—
Cu	—	0,010	—	—
Zn	_	0,004	—	—
Pb	—	0,002	—	—
H₂O	—	1,150	4,28	3,47
CO₂	—	0,101	4,94	5,78
С	—	—	0,65	0,72
Сумма	100,0	100,0	100,0	107,34(?)

Примечание: а -по анализам Геологического комитета США (из У.Твенхофела); б, в - по Ф.Кларку; г - по К. Лейсу и У.Миду.

Суммарное содержание окислов железа в магматических породах около 6,5%, а в осадочных около 5,5%, т.е. весьма близко, а уменьшение на 1 % также в основном кажущееся, хотя отчасти, возможно, действительно часть железа рассеивается в биосфере и гидросфере. Большие и показательные отличия видны в соотношениях трехвалентного (окисно-го) и двухвалентного (закисного) железа: в магматических породах пре-

обладает второе, а в осадочных — окисное. Это четко указывает на преобладание окислительных условий и господство кислорода в атмосфере и гидросфере, по крайней мере с протерозоя. Однако и закисного железа в осадочных породах много, и это также есть в значительной мере результат влияния жизни: растения производят кислород, а отмершее органическое вещество восстанавливает болыпую часть трехвалентного железа в осадках до двухвалентного.

Окислов щелочноземельных элементов в магматических породах 8,5%, а в осадочных около 8 %, т.е. снова те же почти тождественные соотношения, свидетельствующие о круговороте одного и того же вещества Земли. Однако раздельное рассмотрение СаО и MgO снова показывает экзогенное, в основном биогенное разделение этих соединений: если в магматических породах преобладание СаО над MgO незначительное, то в осадочных породах оно более чем двукратное. Такое фракционирование химически сходных элементов не могло произойти чисто химическими способами. Накопление СаО в осадочных породах в значительно больших количествах по сравнению с магматическими породами <5,44 и 4,98 %) — результат связывания его в скелетах организмов. В противоположность биогенному СаО MgO не накапливается в телах организмов и их скелете в заметных количествах и далеко не весь освобожденный из силикатов осаждается химически. Значительная его часть рассеивается, пополняя соленость океана. Из него он осаждается только в немногих, аридных зонах в виде доломита и суль-фатно-хлоридных солей.

Следующая пара родственных элементов — щелочные окислы — составляет около 6,5-7% в магматических породах и только около 4% — в осадочных породах. Это явное рассеяние легко объяснимо с позиций седиментационных процессов: как легко растворимые они не осаждаются, а постоянно пополняют запасы хлоридных и сульфатных солей океана. Раздельное рассмотрение щелочей показывает резкое различие в седи-ментогенезе этих химических тождественных элементов. В магматических породах их примерно поровну, натрия даже несколько больше (3,84 и 3,13%), а в осадочных породах соотношение резко меняется: калия почти в три раза больше, чем натрия (2,81 и 1,10%, по Кларку). И снова как бы антиэнтропийное поведение калия объясняется включением биогенного процесса осаждения (калий участвует в биогенном процессе, а натрий нет). Но фиксация калия происходит и абиогенным процессом — глинистыми минералами, именно гидрослюдами (гидромусковитами, глауконитами). Натрий же в основном остается в гидросфере.

Принципиальным отличием химического состава осадочных пород от магматических является значительное (около 10%) содержание летучих компонентов, главным образом воды и СОг, практически не содержащихся в магматических породах. Они поступают в осадочные породы главным образом из атмосферы и гидросферы через биогенные минералы и органическое вещество, а также через гидратацию глинистых, окис-ных, сульфатных и других минералов. Это прибавка к тому веществу, которое получается в результате выветривания магматических пород, идущего не только с соблюдением закона сохранения вещества, но и с прибавлением его — примерно на 7%. Хотя количественно это только 1/10 часть трансформирующегося вещества, но его химическая и геохимическая роль глобальна, и оно участвует в судьбе и круговороте практически всего остального вещества горных пород. Оно подчеркивает специфику экзогенного породообразования — решающую энергетическую и материальную роль воды, живого и органического вещества вообще, без которого нельзя понять осадочное породообразование и которое резко отличает его от эндогенного.

Таблица 2.2

Средний химический состав осадочных пород по элементам (%) (по Л.В.Пустовалову, 1940)

Элементы	Повесу ("массе") (по Ф.Кларку и П.Ниггли)	По числу атомов (по А.Е.Ферсману)
Кислород	49,95	58,50
Кремний	27,55	18,20
Алюминий	6,93	4,79
Железо	3,90	1,31
Кальций	3.82	1,82
Калий	2,33	1,12
Углерод	2,01	3,13
Магний	1,52	1,16
Натрий	0,82	0,675
Водород	0,48	9,0
Титан	0,34	0,13
Сера	0,22	0,13
Фосфор	0,06	0,036
Барий	0,04	0,0054
Сумма	99,97	100,0064

Таким образом, сравнительное рассмотрение химического состава осадочных и магматических пород позволяет утверждать, что на основании большого их тождества нельзя сделать вывод о том, что осадочные породы являются в основном новообразованными, а не вторичными по отношению к магматическим. Но нельзя сделать и противоположный вывод: что магматические породы первичны. И те и другие на определенном витке круговорота вещества Земли являются первичными и вторичными по отношению друг к другу. Второй вывод заключается в том, что в химическом составе, в его деталях все же есть черты, отражающие специфику хемогенных превращений в осадочном процессе: гидратация, карбонатизация, окисление и т.д., а при еще более пристальном внимании можно заметить восстановление и некоторые другие химические процессы.

Если рассматривать химический состав осадочных пород на уровне элементов (табл. 2.2), то легко заметить, что они наполовину (49,95% по весу (массе) и 58,50% по числу атомов) состоят из кислорода, что позволяет в известном смысле назвать их специфической газовой, кислородной оболочкой Земли. На втором месте — кремний (27,55% по массе), на третьем — алюминий (около 7%), далее — железо (около 4%), кальций (окаю 4%), калий (2,33%), углерод (2,01%) и магний (1,52%). Таким образом, на долю первых восьми элементов приходится 98% массы осадочных пород Земли, а на долю шести остальных — только 2%. Фактически это относится и ко всем другим элементам таблицы Менделеева. Интересно отметить, что натрия по массе всего 0,82%, а водорода, стоящего десятым в списке, — 0,48% по массе, но 9% по объему, точнее по числу атомов.

2.3. МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Более высокий, чем химический, минеральный уровень организации вещества позволяет уже в полной мере увидеть первичный, новообразованный характер подавляющего большинства осадочных пород, опровергающий еще бытующий у петрографов взгляд на них как на продукты разрушения магматических или других пород.

Все основные минералы и их группы (всего 18), слагающие магматические и осадочные породы, М.С. Швецовым (1958, с. 15) даны по Твенхофелу (табл. 2.3.).

Уже чисто формально этот список можно разбить на четыре группы. Первая — темноцветные (оливин, пироксены, амфиболы, биотит) и основные плагиоклазы, вместе составляющие 31%; встречаются практически только в магматических породах, а в осадочных — в виде акцессориев, лишь изредка образуя пласты мощностью до 1 м.

Таблица 2.3

Средний минеральный состав (%) магматических (М) и осадочных (О) пород (из М.С.Швецова, 1958)

Минералы и их группы	М	О
1 .Оливин	2,65	—
Биотит	3,86	—
Роговая обманка	1,60	—
Авгит и другие пироксены	12,90	—
Анортит и другие основные плагиоклазы	9,80
2.Магнетит	3,15	0,07
Титанит и ильменит	1,45	0,02
Альбит	25,60	4,55
Ортоклаз	14,85	11,02
3.Кварц	20,40	34,80
Мусковит, серицит, гидрослюды	3,85	15,11
4.Другие глинистые минералы	—	14,51
Железные осадочные минералы	—	4,00
Доломит, сидерит	—	9,07
Кальцит	—	4,25
Гипс и ангидрит	—	0,97
Фосфатные минералы	—	0,35
Органические минералы	—	0,73
Всего	100,11	99,45

Вторая группа — минералы железа и титана (магнетит, титанит, ильменит), а также кислые плагиоклазы и калиевые полевые шпаты, составляющие вместе 45% магматических пород; встречаются также и в осадочных породах, но в меньшем количестве (15,66%). Это минералы также магматические (как и первая группа), но в осадочных породах они имеют двойственное происхождение: во-первых, продукты разрушения магматических пород, т.е. остаточные, или реликтовые, во-вторых, и новообразованные, возникшие в осадочной оболочке: не только магнетит, но и титанит, и альбит, и калиевые полевые шпаты. Вероятно, это не меньше 3-4%, а если учитывать не вошедшие в подсчет огромные магнетитовые толщи джеспилитов докембрия первично-осадочного генезиса, то и до 5-7 %.

Третья группа — кварц, мусковит и мусковитовые гидрослюды — также встречаются как в магматических, так и в осадочных породах, но в последних в значительно больших количествах — 50%. Большая их часть, не менее разности суммарных содержаний в обеих группах — 26%, является новообразованной.

Четвертая группа минералов свойственна практически только осадочным породам. Это глинистые, карбонатные, сульфатные, железные, алюминиевые, марганцевые, фосфатные, органические минералы, в сумме составляющие 34%. Они полностью новообразованные. Вместе с новообразованными минералами третьей группы (не менее 26%), и второй группы (не менее 5-7%) — новообразованных минералов в осадочных породах около 70%, возможно 75%.

Таким образом, осадочные породы состоят на 3/4 из минералов новообразованных, что показывает первичность большинства осадочных, являющихся не продуктами разрушения магматических или других пород, а результатом синтеза в новых термодинамических условиях, как бы в новой химической лаборатории.

Полный список минералов, встречающихся в осадочных породах, привести нельзя, так как это практически все минералы Земли, т.е. все реликтовые минералы, оставшиеся от магматических и метаморфических пород, и все новообразованные в зоне осадкообразования и стратисфере, т.е. осадочные минералы (Дир и др., 1965, 1966; Дэна и др., 1953, 1954; Минералы, 1-960-1967; Лазаренко, 1963; Теодорович, 1958). Среди них, кроме приведенных в табл. 2.3, сульфиды, силикаты цеолитовой, анальцимовой и других групп, минералы меди, алюминия, фтора и т.д. Основные породообразующие минералы, а их несколько сотен, описаны в соответствующих главах систематической части пород (см. ч. II, гл. 6-13).

Осадочные минералы, часто называемые аутигенными, т.е. автохтонными, или рожденными на месте, в зоне осадкообразования или в осадочной оболочке Земли, характеризуются некоторыми общими свойствами, отличающими их от эндогенных. Хотя среди них обычны и высококристалличные, и даже гигантокристаллические минералы, все же их лицо определяют аморфные и микро-, скрыто- и*ли полукристаллические минералы — глинистые, кремневые, железные, алюминиевые, фосфатные, марганцевые, органические. Второе их общее свойство — гидратированность, причем вода в их составе разная, по-разному связанная — гидроксильная конституционная, цеолитная, гигроскопическая и иная. В-третьих, они имеют переменный состав — не только связанный с переменным количеством воды, но и с изменчивым комплексом поглощенных катионов и других компонентов (адсорбированных редких и рассеянных элементов и др.). В них широко распространены изоморфизм и полиморфизм, что еще больше усложняет выделение минеральных видов и разграничение непрерывных серий, типичных для глинистых, карбонатных и других минералов. Осадочные минералы чаще магматических представлены в окисленной форме.

Все это весьма затрудняет минералогическое изучение осадочных пород, которые представляют "крепкий орешек" для распознания и выявления особенностей их структуры и состава. Поэтому осадочная минералогия вооружена гораздо большим арсеналом методов изучения, включая рентгеноструктурный, электронно-микроскопический, термический, люминесцентный, спектральный анализы и другие разнообразные методы химического анализа, инфракрасную спектроскопию и т.д. (см. гл. 1-3). Осадочную минералогию можно сравнить с космосом или океаном, освоение которых еще впереди, и они в познании неисчерпаемы.

Следует отметить еще одну важную особенность осадочных минералов, сближающую их с живым веществом, — это способность реагировать на изменения окружающей среды, в чем можно видеть имитацию и как бы предвосхищение обмена веществ, составляющего сущность жизни. В наиболее сильной степени эта особенность проявляется в самых типичных и распространенных (их свыше 30% от всех минералов осадочных пород) глинистых минералах — алюмосиликатах слоистой кристаллической структуры, часто с подвижной кристаллической решеткой, способной обратимо раздвигаться или сжиматься многократно в зависимости от увеличения или уменьшения влажности, обладающей способностью катионного обмена со средой и другими минералами (см. ч. II, гл. 12). Емкость поглощения у глин наибольшая из всех минералов и она разнообразна по природе: катионы и биполярные молекулы воды входят между слоями кристаллической решетки, поглощаются огромной (из-за их общей тонкой дисперсности) поверхностью глинистых частиц, а также чисто капиллярными силами.

2.4. ЗОНА ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

В становлении осадочной породы решающими являются термодинамические и химические условия зоны осадкообразования. Л.В. Пустовалов (1940), впервые введший понятие, определяет его так (с. 24): "Поверхностную зону Земли, в которой совершаются процессы, имеющие то или иное непосредственное отношение к образованию осадочных пород, мы называем зоной осадкообразования или осадконакопления". С первого взгляда определение тавтологическое: оно повторяет почти буквально то, что надо определить. Но в действительности оно строго логичное и содержательное, а то, что оно воспринимается как весьма общее и неконкретное, зависит от сложности и разнородности этой оболочки Земли.

В самом деле, процессы образования осадочных пород, сначала в виде их зародышевой формы — осадка, охватывают буквально всю поверхность земли, каждый квадратный сантиметр ее, будь то суша или морское дно. Но, кроме того, они развертываются во всей толще гидросферы ив атмосфере, а также в верхней части литосферы. Осадкообразование на поверхности литосферы начинается на самых высоких вершинах гор, где морозное выветривание и ледниковая экзарация производят огромное количество грубых и тонких частиц, перемещающихся далее силой тяжести по склонам, снежными лавинами, селевыми потоками и реками, а также подземными водами, по пути образующими временные или постоянные накопления. Но процессы осадкообразования продолжаются и в них, и на плоских водоразделах во влажном климате эстафета переходит от физического выветривания к химическому, а также (в почвах) биологическому, И пустыни — арена активных процессов осадкообразования как в механической (дюны), так и в химической (соленакопительные водоемы) формах.

В болотах, озерах, лагунах накапливаются тончайшие илистые и органические осадки, а также торфяники — будущие угли, горючие сланцы, сапропели, железные руды, известняки, диатомиты, на пляже — высокодинамичные крупнозернистые осадки — песчаные и галечно-валунные отложения, россыпи тяжелых минералов. Исключительно разнообразны процессы осадконакопления в морях и океанах, как бы повторяющие континентальные (выветривание, коллювиальные, флювиальные, волновые и тиховодные), а также биогенные (рифы, банки ракушняковые, планктоногенные накопления) и вулканические. И все они совершаются в разнообразных по динамике среды, ее химизму и населенности жизнью обстановках, на разных глубинах и в разных тектонических и климатических режимах. И после того как осадок отложился, в нем не прекращаются процессы осадкообразования, точнее породообразования, — растворение, окисление, восстановление, гидратация, выпадение новых минералов, называемых диагенетическими, а также вывод из осадка снова в морскую воду большого числа элементов и соединений: СО2, NH4, СН4 и других газов, катионов и анионов металлов и металлоидов. Эти процессы в илу и в твердых породах на суше активно протекают до уровня (зеркала) стоячих грунтовых вод, который в горах располагается иногда на глубине 1-1,5 км — такова зона активного просачивания дождевых и талых вод, а с ними перемещаются сверху вниз и в горизонтальном направлении под уклон зеркала грунтовых вод СО₂, О_2, органические и сильные кислоты и другие агенты выветривания и его продукты.

Принадлежность всей гидросферы к зоне осадконакопления не вызывает сомнения: в ней совершаются многочисленные и энергичные процессы, имеющие прямое отношение к осадкообразованию — синтез частиц будущих осадков (планктонные организмы и их скелет, кристаллики солей при перенасыщении, коллоиды и т.д.), энергичный транспорт терригенного, вулканогенного, биогенного и иного вещества и гравитационное его осаждение, а также трансформация в результате механического, физического, химического и биологического воздействия на частицы, осадки и породы. Гидросфера, следовательно, участвует в осадкообразовании и вещественно, и энергетически.

Атмосфера принадлежит зоне осадкообразования потому, что в ее нижней части (по крайней мере до высоты 25-30 км, на которой проходят струйные течения со скоростью в многие сотни километров в час, переносящие вулканическую, эоловую и другую пыль) осуществляется перенос твердых, жидких и газовых частиц (энергетический вклад), осуществляется химическое воздействие атмосферы (ее газов, воды).

Зона осадкообразования (рис. 2.1), следовательно, геометрически охватывает нижнюю часть атмосферы (25-30 км), всю гидросферу и верхнюю часть литосферы (до уровня стоячих грунтовых вод). Если сравнить ее с биосферой, выделенной В.И. Вернадским (1965), то зона осадкообразования полностью с ней совпадает по границам и составу. Это не случайно, а показывает суть осадочного процесса: он в основном на Земле биологический — по движущим силам и материальному вкладу биосферы. Это делает осадконакопление, как и жизнь на Земле, в основном космическим явлением и процессом. Поэтому осадочный процесс нельзя понять в отрыве от биосферы.

Если более близко рассмотреть зону осадкообразования (30), то обнаруживается резкая контрастность и неоднородность агрегатного состояния вещества (см. рис. 2.1): здесь в равной мере господствуют все три состояния — твердое, жидкое, газовое. Ни в одной зоне Земли нет такого контрастного их соотношения, и уже из этой гетерогенности, точнее гетеротропности, следует ожидать энергичных процессов взаимодействия между этими состояниями вещества. И действительно, 30 отличается наиболее динамичными и глубокими процессами преобразования вещества и самым большим уровнем потребления энергии, преимущественно космической — солнечной световой и тепловой, а также лунной приливо-отливной. Аккумулирует солнечную энергию в наиболее концентрированном виде прежде всего живое вещество, а затем глинистые и другие осадочные минералы. Благодаря живому веществу, аккумулировавшему огромные запасы солнечной энергии и всегда готовому легко отдать ее, становятся возможным антиэнтропийные процессы на Земле, повышающие уровень организации вещества и запасы его энергии высоких классов. Эта энергия становится причиной глобальных процессов преобразования вещества, круговоротов его, накопления и фракционирования химических элементов, мобилизации, транспортировки компонентов осадков и накопления их, а также глубокого преобразования в сингенезе и диагенезе. Благодаря солнечной энергии становится возможным синтез новых экзогенных, особенно сложнейших силикатных (глинистых) минералов, также по существу антиэнтропийных образований.

Рис. 2.1. Зона осадкообразования (1-3 и часть 4) и стратисфера (4):

1 — атмосфера, ее нижняя часть; 2 — подошва зоны осадкообразования в горах; 3 — гидросфера открытая; 4 — осадочный слой Земли — стратисфера (за малым исключением — верхней ее части, попадающей в зону просачивания атмосферных осадков); 5 — гранитно-метаморфический слой земной коры; б — ее базальтовый слой; 7 — граница между гранитно-метаморфическим и базальтовым слоями земной коры

Лунные приливы и отливы перемещают огромные массы воды и осадков, определяя жизнь в широкой береговой зоне, формируя особый генетический тип — приливные отложения, перемешивая и снабжая кислородом толщу воды до 1,5 км.

Помимо космических в седиментогенезе проявляются и земные, теллурические виды энергии: гравитационная, или сила земного притяжения, внутриземное тепло как в виде теплового потока, так и в аккумулированном состоянии — в эндогенных минералах, энергия радиоактивного распада и энергия химических реакций. В частности, последний вид энергии проявляется при выветривании, минералообразование которого в основном экзотермическое, т.е. идущее с выделением тепла. Тепловой поток на Земле распределен неравномерно, и там, где он значителен, идут более энергично процессы преобразования осадочных пород и их метаморфизация. В конце концов на той или иной глубине (10-25 км) осадочные породы "исчезают" , т.е. превращаются в метаморфические или магматические. Гравитация в зоне осадкообразования проявляется как непосредственно в гравитационном перемещении материала (обвалы, осыпи, оползни и т.д.), так и косвенно — через движение флюидов, особенно воды под уклон, перемещающей огромные массы материала. Гравитация действует и в атмосфере — осаждение эоловой и вулканической пыли, — ив водоемах — осаждение взвесей, планктонного, вулканического и космического материала и образование осадков.

В зоне осадкообразования специфично и весьма тесно взаимодействуют не только все четыре оболочки Земли — атмосфера, гидросфера, литосфера и пронизывающая их биосфера, не только вещество в трех своих состояниях, но и разнообразные виды энергии, как космические, так и земные. И это взаимодействие отличается не только энергетичностью, но и весьма большой лабильностью, т.е. подвижностью и изменчивостью во времени и в пространстве. Игра видов энергии и сил и взаимодействие состояний подвержены колебаниям в течение часов, суток, сезонов, годов и более длительных циклов и часто совершается аритмично, не через равные промежутки времени, что определяется вероятностными законами интерференции состояний и сил. Погодные условия, сильно отражающиеся на процессах осадконакопления (наводнения, бури, смерчи, ураганы, выпадение дождей или сухие сезоны), до сих пор предсказываются с большими ошибками или вообще не предугадываются.

Большая часть зоны осадкообразования — атмосфера и гидросфера, как и биосфера, — отличается высокой подвижностью для динамических (механических) процессов, что объясняется их малой плотностью и контактовым, или барьерным, положением между Землей и Космосом, на границе которых разыгрываются мощные глобальные процессы из-за резких локальных различий в нагревании, влажности, давлении, рельефе. Но эти глобальные динамические процессы обусловливаются не столько внутренними неоднородностями, сколько внешними факторами, главным образом климатом, т.е. наклоном поверхности земли к солнечным лучам. Они выравнивают состав атмосферы и гидросферы.

В противоположность этим весьма подвижным оболочкам литосфера неоднородна по площади и часто меняется на коротких расстояниях: гранитный массив по резкой границе контактирует с базальтами и карбонатно-глинистыми толщами и т.д. Поэтому материальное, вещественное участие литосферы в осадкообразовании очень сильно меняется от участка к участку.

Рассматривая подробнее зону осадкообразования, проследим прежде всего изменения температуры. Абсолютная амплитуда колебания температуры на поверхности земли 170-175°С: абсолютный минимум зафиксирован советскими зимовщиками в Антарктиде на станции Восток и равен - 88°С. До 85, возможно, до 900C нагреваются камни в пустыне. В одной точке в течение суток амплитуда колебания температуры может достигать 500C и больше: в горах Тянь-Шаня и Памира днем камни нагреваются до 500C и больше, а ночью охлаждаются до 0 или -10 — -20°С. Колебания температуры и вообще температурный режим оказывают разнообразное и глубокое влияние на осадочный процесс в зоне осадкообразования. Основные проявления сводятся к нескольким группам процессов.

1. Влияние на скорость химических реакций, например при химическом выветривании. По правилу Вант-Гоффа, скорость их удваивается или даже утраивается с изменением температуры на 10°С. Поэтому крайние по абсолютной амплитуде температурных колебаний (1700C) точки отличаются по скоростям химических реакций более чем в 30 000 раз. Это выдвигает температуру в качестве основного термодинамического фактора осадочного процесса, по которому должны выделяться главные типы седиментогенеза. Поскольку на поверхности изменение температуры обусловливается солнечной энергией, главной зональностью седиментогенеза становится широтная, или климатическая, зональность. Реальное пролегание этих зон определяется рельефом, т.е. тектоническим фактором, деформирующим их границы.

2. Усиление физического и химического выветривания. Главным фактором первого являются температурные колебания, вызывающие вследствие анизотропии кристаллов разную величину расширения в разных направлениях и образование трещиноватости. В результате порода, даже мономинеральная, в зоне колебаний температуры постепенно расчленяется на блоки, щебень, хрящ, или дресву, песок и алевритовые зерна — предел физического, морозного измельчения. Максимально температурное физическое выветривание проявляется в сухих, или аридных, зонах Земли (пустыни), а также в высокогорных и полярных областях, где оно сочетается с морозным выветриванием. Продуктами физического выветривания, главным фактором которого являются температурные колебания, становятся каменистые развалы и удаляющиеся ветром или водой обломочные частицы, поступающие в пути миграции.

3. Различное нагревание земной поверхности вызывает движения воздуха (вплоть до ураганов), перемещающие огромные массы твердых (дюны, лёссы, снег), жидких (волны) и газовых (облака) веществ.

4. Ветер, а также различное нагревание воды вызывают морские течения и волнение, перемещающие гигантские массы воды и минеральных, а также биогенных компонентов, снабжающие глубинные и придонные воды кислородом и тем самым обеспечивающие жизнь даже на дне океанов, сортирующие осадки, вызывающие образование россыпей и формирование многих генетических типов отложений.

5. Охлаждение воды повышает ее плотность (максимальная при +4°C), опускание на глубину, что в озерах вызывает дважды в год (осенью и ранней весной при нагревании до +4°C) регулярное вертикальное перемешивание воды, а в океанах глобальное перемещение по дну холодных антарктических и арктических вод в меридиональном направлении — контурные течения, формирующие контуриты — отложения у подножий континентов. Эти погружения холодной и наиболее плотной воды на дно в озерах и океанах снабжают кислородом глубинные и придонные воды, обеспечивая жизнь и окислительные процессы.

6. В вертикальном столбе воды суточные колебания температуры сказываются до глубины в несколько метров, годовые — до 1000 м. Ниже устанавливается постоянная низкая (4-5°С, а у дна 2-3°С) температура. А это увеличивает растворимость газов, которая растет с понижением температуры. В свою очередь это способствует развитию жизни и сильно влияет на хемогенный седиментогенез, например на осаждение фосфатов, карбонатов. В растворе морской воды удерживается большое количество катионов (Ca и др.), и когда эти воды в зонах апвеллинга (подъема воды) будут поданы в верхние слои с более высокой температурой и низким давлением, газы выделятся из растворенного состояния и диффундируют в атмосферу, а удерживаемые в равновесии с ними катионы, например в виде бикарбоната Са(НСО3)2, образуют менее растворимые соли (СаСОз), выпадающие в осадок из пересыщенных растворов.

7. Повышение температуры увеличивает растворимость большинства соединений, не связанных с газовой фазой.

8. Повышение температуры сильно увеличивает расцвет жизни как на суше (тропические леса), так и в водоемах, в которых действуют еще и подъемы воды, но уменьшает растворимость газов. Расцвет жизни интенсифицирует круговорот веществ и способствует биогенной садке минерального и органического вещества, но препятствует химическому осаждению, так как использует карбонатное, кремневое, фосфатное и другое вещество для построения тела и скелета организмов и тем самым отдаляет или даже, с течением геологического времени, исключает достижение насыщения и химического выпадения. Но взаимоотношение расцвета жизни с температурой сложнее и определяется также другими факторами, выступающими часто как более важные (газовый режим, наличие питательных компонентов и движение воды), поэтому в холодных водах высоких широт жизнь довольно обильная, биомасса большая и влияние жизни на осадочный процесс значительное.

Давление оказывает меньшее влияние на образование осадков, во-первых, потому, что оно на поверхности земли малое (в среднем 1 атм), а во-вторых, не так изменчиво во времени и в пространстве. Но все же оно снижается в горах до 0,5 атм, а в толще воды увеличивается на 1 атм с углублением на 10 м. Так, на глубинах 100 м давление 10 атм, на 200 м — 20 атм (край шельфа), на 4000-5000 м (океаническое дно) — 400-500 атм, на 11 000 м — 1100 атм, что соизмеримо с давлением до 3500-4000 атм в осадочной оболочке и с давлением газов в вулканическом очаге. Это одно из влияний давления на осадочный, в данном случае — на вулканогенно-осадочный процесс: взрывной характер извержений на таких глубинах (начиная с первых километров и даже с сотен метров) становится практически невозможным, поэтому не образуются туфы, а вулканический процесс сводится в основном к эффузивной, лавовой форме извержения и даже совершается в виде силлов между осадками и толщей воды (2-5 км и более), эквивалентной кровле из пород толщиной 1-1,5 км. Взвешивающий эффект морской воды порождает и другую форму излияний — пульверизацию лавы, при которой порождаются пульверизационные (шариковые) гиалокластиты.

Второе важное следствие нарастания давления с глубиной — увеличение растворимости газов: О2, СО2, H2S и др. Выше мы видели, что в этом же направлении действует и понижение температуры. Поэтому оба этих мощных фактора, влияющих согласованно и прямо пропорционально, реализуются в очень больших массах растворенных в морской глубинной воде газов, которые удерживают в растворе и большие массы катионов, включая седиментообразующие и питательные для планктона. Подъем их в зонах дивергенции или апвеллингов приводит к химическому осаждению карбонатов, фосфатов непосредственно или опосредованно через планктоногенные осадки.

Кроме того, "погодные" колебания давления, хотя и небольшие по абсолютному значению (десятые доли атмосферы), способствуют зарождению циклонов (области низких давлений) и антициклонов (области высоких давлений), которые дальше развиваются в сильные ветры и мощнейшие ураганы и штормы. Помимо этого малые падения или повышения давления управляют газовым режимом почв и гидросферы и населяющим их микро- и макробиосом, растворимостью карбонатов и т.д.

Следует отметить, что давления в гидросфере, даже весьма большие (до 1 кбар и больше), не вызывают уплотнения осадков, так как последние состоят больше из воды (глинистые осадки — на 80-90%), а вода практически несжимаема. Только те осадки, которые водную фазу содержат в количестве менее 30-35% (пески), или первично твердые породы испытывают влияние давления столба воды и уплотняются: в них минеральные частицы опираются друг на друга. В историческом масштабе времени давление, оказываемое трансгрессирующим морем, на шельф, появлением материкового оледенения (толщиной льда до 4 км), способно привести к медленному прогибанию (опусканию) территории, а после их снятия (регрессия, дегляциация) — подъему ее. Искусственные водохранилища электростанций также порождают водной нагрузкой землетрясения силой до 2-3 баллов.

Количество метеорных осадков и водный режим — вторая, после температуры, важнейшая характеристика зоны осадкообразования, определяющая ее главнейшие черты, прежде всего деление на типы седиментогенеза. Количество осадков и соотношение его с испарением меняются на Земле широтно, в зависимости от количества поступающего солнечного тепла. Но на втором, более подчиненном уровне эта зональность искажается подключением движения атмосферы: глобальными струйными течениями воздуха — пассатами, зонами дивергенций и конвергенции, — связанными также с вращением Земли и имеющими связь с морскими течениями (пассатными, субмеридиональными и др.). Максимальное количество осадков (более 2000 мм в год) выпадает в экваториальной и тропической зонах, шириной до 40°, т.е. более 5000 км. Это зоны тропических влажных лесов (джунглей), относящиеся к тропическому гумидному типу литогенеза, выделенному Н.М. Страховым (1946,1956,1960,1962,1963,1983). Здесь количество осадков превышает испарение, уровень грунтовых вод часто совпадает с поверхностью земли или поднимается выше, тогда происходит заболачивание. В стоячих водах без доступа кислорода происходит гумификация растительного вещества и образование торфяников и углей. Удачное название "гумидный тип" седиментогенеза дано по самому типоморфному, гуминовому органическому веществу.

К северу и югу от него располагаются самые безводные, аридные зоны Земли, к которым приурочены пустыни: между 20 или 25° с. и ю. ш. и 35° (иногда 40°) с. и ю. ш., шириной до 2000 км или несколько больше (Средняя и Центральная Азия, Сахара). Здесь количество осадков значительно меньше испарения, уровень грунтовых вод обычно очень глубок от поверхности земли. Эти пояса Земли отвечают замкнутым круговоротам воздушных и водных масс (халистазам). Они бесплодны и в океане (океанические пустыни), воды застойны и мало снабжаются питательными веществами. Здесь количество осадков в год уменьшается до 100-200 мм или меньше, а испарение очень велико.

Еще далее от экватора снова возрастает количество осадков (до 700-800 мм/год) и испарение уменьшается вследствие понижения общего количества тепла, посылаемого Солнцем. Это тоже гумидный тип седиментогенеза, но умеренный по температуре. Гумидизации климата способствуют течения типа Гольфстрим, Куросио, смягчающие и увлажняющие климаты в Северном полушарии — полушарии материков. Ширина этих зон 3000-4000 км.

Наконец — полярные зоны, отличающиеся низкими, отрицательными среднегодовыми температурами и малым количеством осадков, что делает эти зоны подобными аридным: вода в твердом состоянии химически неактивна, поэтому не развито химическое выветривание и аутигенное минералообразование. Эти зоны, относящиеся к ледовому или шквальному типу литогенеза, производят только обломочные, химически незрелые (т.е. неизмененные, невыветрелые) осадки.

Окислительно-восстановительный потенциал, измеряемый rH, или Eh, положительный, но одновременно и резко изменчивый на площади.Нигде, кроме Земли, нет такого высокого окислительного потенциала (до 350 мВ), что является индивидуальным свойством Земли и объясняется пышным развитием водорослей и растений, основных продуцентов кислорода. Понижение Eh до 0 или даже очень низких отрицательных значений (до -500 мВ) происходит локально, или пятнисто, но такие "пятна" — участки иногда занимают огромные площади. Самый крупный из них — Черное море, все воды которого ниже 100-130 м заражены сероводородом. Восстановительные условия возникают в болотах, озерах, лиманах, лагунах и вообще в застойных или стагнированных водоемах, кислород которых быстро истребляется бактериями и другими микроорганизмами, перерабатывающими органическое вещество. Таким образом, и резко окислительные условия, характерные для 30 и резко восстановительные, вкрапленные в нее, возникают благодаря жизни и органическому веществу.

Щелочно-кислотный потенциал также сильно меняется и достигает в зоне осадкообразования как наивысших (рН до 10, содовые озера), так и низших (рН до 1-2, кратерные озера) значений. Господствуют щелочные обстановки. В океанах и морях рН варьирует от 8,5 до 8,0, чаще 8,3, в пресных водах он в целом несколько ниже, в соленых — щелочные потенциалы более разнообразные. Щелочные условия господствуют и в большей части почв, хотя во влажных зонах нередко в них снижаются до нейтральных и слабокислых. Наиболее низкие рН в торфяниках (4-6), болотных ил ах, кратерных озерах и кислых гидротермах (1-6). Таким образом, щелочной фон в основном абиогенен, а кислые условия имеют как биогенное, так и абиогенное происхождение.

Окислительные условия определяют образование окисных железных, марганцевых и других руд (включая и железомарганцевые конкреции), силикатов с трехвалентным железом и развитие животного мира. Восстановительные условия определяют формирование сидеритовых, сульфидных, глауконитовых, шамозитовых, фосфатных и других закисных минералов, торфяников и анаэробное разложение органического вещества для образования углеводородов и формирования нефтяных и газовых месторождений.

Щелочные условия управляют осаждением и устойчивым существованием карбонатов (щелочные условия), начиная от соды и кончая доломитом и сидеритом, формирование монтмориллонита, гидрослюд, палыгорскитов, цеолитов и др., а кислые — каолинита, вивианита, минералов кремнезема и др.

Состав и концентрация вещества в атмосфере и гидросфере меняются в очень широких пределах — от крайнего разбавления до насыщения и пересыщения. Кислорода, например, во время цветения водорослей в верхнем слое морской воды намного больше возможного его содержания, а углекислый газ, наоборот, истребляется почти полностью (рис. 2.2). Нормальное распределение кислорода в океанах имеет сходную схему. Максимальное его содержание (более 7 см3/л) — в верхнем слое воды вблизи Антарктиды и в приарктической части океанов. В придонной воде океанов оно снижается незначительно (до 5-6 см3/л), так как опускающиеся в полярных зонах холодные воды и растекающиеся к экватору мало расходуют кислород из-за бедности жизни у дна. Минимальное его содержание (меньше 1 см3/л) устанавливается на глубинах 200-800 м в зонах халистаз — замкнутых круговоротов, отвечающих аридным зонам Земли и краевым частям гумидной тропической зоны (10-20° с. и ю. ш.). Здесь возникают застойные явления за счет устойчивого круговорота в горизонтальной плоскости, затухание жизни и превращение этих гигантских овальных участков в океанические пустыни.

Рис. 2.2. Вертикальное изменение температуры (а) и содержания кислорода (б) в воде Черного моря (а — по Х.В. Харвею, 1933; б — по Л.В. Пустовалову, 1940) и Балтийского моря (в); в последнем случае показано уменьшение плотности воды (a) за счет опреснения верхних ее слоев

В замкнутых водоемах устанавливается иной вертикальный профиль распределения кислорода (Виноградов, 1967). В Черном море он исчезает на уровне волновой базы (см. гл. 3) или несколько ниже (130 м), а глубже наступает сероводородное заражение. В озерах и морях типа Азовского в периоды стагнации (застаивания) возникает сероводородное заражение, но шторма, перемешивая воду до дна, "проветривают", водоемы и снабжают на несколько месяцев придонные воды кислородом. Дважды в год — весной и поздней осенью — вода, нагреваясь после зимы или охлаждаясь перед замерзанием, приобретает температуру (+4°C) наибольшей плотности, опускается на дно и снабжает воды у дна кислородом.

Углекислый газ в морской воде содержится в большом количестве, может быть в 7-8 раз большем, чем в атмосфере. Содержание свободной СОг также возрастает с понижением температуры: при 1,4-3,2°С оно составляет 53,31 мг/л, а при 25-28,7° — 35,88 мг/л. Возрастает содержание СО₂ и с глубиной, в связи с возрастанием давления (Швецов, 1958, с. 60). Вместе со связанной СОг (растворенные карбонаты и бикарбонаты), количество которой примерно в 100 раз превышает свободную СОг (ее до 60 см³/л) — это огромные запасы. Источниками СОг в море являются: 1) диффузия из атмосферы в соответствии с парциальным давлением; 2) внос с дождевыми водами; 3) внос с речной водой; 4) жизнедеятельность морских животных; 5) разложение органического вещества в воде и иле; 6) подводный вулканизм. Избыток СО2 диффундирует в атмосферу. Основной расход его — поглощение водорослями и растениями и участие в химических реакциях, прежде всего в образовании карбонатов. СО₂ управляет режимом карбонатов, переводит монокарбонаты в бикарбонаты, например СаСОз + СО₂ + Н2О S Са(НСОз)₂. Суточные и годовые циклы СО2 вызывают колебания и рН, но сглаживая их, т.е. оказывая буферное (замедляющее) воздействие. Поэтому колебания рН в море небольшие (от 7 до 8,5), что важно для стабильности жизни. Они стабилизируют карбонаты и бикарбонаты, находящиеся в растворе, называемые щелочным резервом, который измеряется количеством HCl, способным полностью разложить эти карбонаты. Резкие колебания рН смертельны для организмов и были причиной их вымирания. С глубиной усиливается диссоциация угольной кислоты, что понижает рН.

Соленость морской воды 3,5%, или 35%0 (промилле), т.е. она представляет собой раствор солей средней концентрации. Поверхностные воды во влажных тропиках несколько опреснены (до 3,4%), а в засушливых зонах пассат осолонены (до 3,79%). В морях, отделенных от океана высоким порогом, отклонения более значительны. В восточной части Средиземного моря вследствие более интенсивного выпаривания соленость 3,9%, а в Красном море — 4,1, в Черном — всего 1,7, в Каспийском меняется от 0,1 в дельте Волги до 1,5% в южной части и 16,3-28,9% — в заливе Кара-Богаз-Гол. Солевой состав Мирового океана постоянен в течение длительного геологического времени (по М.С. Швецову, 1958, с. 56):

	к массе морской воды (%)	к массе солей (%)
NaCl	2,72	77,75
MgCl₂	0,38	10,87
MgSO₄	0,17	4,73
CaSO₄	0,12	3,60
K₂SO₄	0,09	2,46
MgBr₂	0,01	0,21
СаСОз и все другие соли	0,01	0,34

В морской воде представлены практически все элементы таблицы Менделеева. Главнейшие из них (%, по А.П. Виноградову):

O	85,82	S	8,8х10^-²	Sr	1,3х10^-³	Li	1,5x10^-5
H	10,72	Ca	4,0х10^-²	В	4,5х10^-⁴	Na	1,0х10^-⁵
Cl	1,89	К	3,8х10^-²	F	1,0х10^-⁴	S	5,0х10^-⁶
Na	1,056	Br	6,5х10^-³	Si	5,0х10^-⁵	р	5,0х10^-⁶
Mg	1,4x10^-1	С	2,0 х10^-³	Rb	2,0х10^-⁵	Zn	5,0х10^-⁶

Состав речной воды сильно отличается от состава морской иным соотношением солей: карбонатов 79,9% (в море 0,34%), хлоридов 6,9 (в море 88,8%) и сульфатов 13,2% (в море 10,8%). Эти различия требуют объяснения. Карбонаты кальция быстро выводятся из морской воды биогенным и хемогенным осаждением. Но и после вывода основной массы карбонатов в морской воде остаются отличия в составе солей по сравнению с речной, которые заставляют предполагать дополнительные ювенильные источники.

Влияние солености на формирование осадков многообразно. Электролиты вызывают коагуляцию глинистых и других коллоидов и их массовое осаждение в береговой зоне, особенно в устьях рек. Это приводит к смешению осадков и ухудшению их сортировки. Огромные запасы солей — почти неисчерпаемый резерв для биогенного и хемогенного осадконакопления. Больший удельный вес соленой воды приводит к расслоению и застойности вод котловинных бассейнов, например в Черном море, и способствует сероводородному заражению. В Атлантическом океане более тяжелая и более нагретая вода Средиземного моря переливается через Гибралтарский пролив, расслаивает воды океана по плотности и температуре на больших площадях, меняя тип осадконакопления и существенно влияя на биос. Обратное компенсационное течение более легкой атлантической воды идет поверху. С соленостью тесно связан органический мир, который часто погибает в массовом количестве или избирательно при увеличении или уменьшении солености. По исчезновению стеногалинных форм и развитию гипергалинных или солоноватоводных можно для древних водоемов восстанавливать их соленость.

Свет в морях и океанах проникает на глубину в десятки метров. Белые диски перестают быть видимыми в Балтийском море на глубине 7-10 м, а в Атлантическом океане (в центральной части) они видны еще на глубине 66 м. Красные лучи, особенно необходимые растениям, поглощаются на 50% на глубине 2 м, а на глубине 6 м — полностью. Низкоорганизованные планктонные водоросли в более прозрачных водах океана живут до глубины 350 м, но породообразующие — от 0 до 50 м, редко до 80 м. Лучи фиолетовой части спектра на фотопластинку действуют даже на глубине в 1000-1500 м (Швецов, 1958, с. 64).

Свет определяет расцвет не только растений, но и колониальных кораллов, которые симбиотически связаны с живущими в них водорослями, дающими им необходимый для дыхания кислород и получающими в свою очередь углекислый газ, из которого они строят свое тело. Такое взаимное усиление жизнедеятельности способствует быстрому наращиванию коралловых построек и сопротивлению их разрушающей деятельности прибоя. И все это происходит только в фотической зоне, в которой и развиваются так интенсивно колониальные кораллы.

Движения морской воды и воздуха — важнейшая характеристика зоны осадкообразования — рассмотрена ниже (см. 3.3).

2.5. ТИПЫ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА

Одним из крупных обобщений советской геологии и осадочной петрографии стало учение Н.М. Страхова (1946, 1956, 1960, 1962, 1963, 1983) о типах литогенеза, сформулированное и разработанное в конце 50-х — начале 60-х годов. Под типами литогенеза он понимал самые крупные естественные комплексы условий и процессов, определяющие формирование качественно отличных от производных других типов продуктов — осадков и пород. Поскольку осадки и породы в основном порождаются климатическими условиями, то и главные типы литогенеза климатические. Их три: гумидный, аридный и ледовый, или нивальный. Зоны их распространения покрывают поверхность земли практически полностью (рис. 2.3). Однако в некоторых линейных зонах черты этих типов смазываются, климатические черты становятся нечеткими, что указывает на какой-то другой фактор, определяющий ход и результаты осадочного процесса. Характерные, типоморфные образования — туфы, гидротермные осадки, вулканический элювий, сульфидные и другие руды Вместе с лавами и экструзиями — ясно указывают на вулканическую доминанту, что и позволяет назвать этот тип вулканогенно-осадочным. Он азонален по отношению к трем климатическим типам, часто сечет их под прямым углом, распространяясь меридионально, например по берегам Тихого океана. По существу это ясно выраженный тектонический тип литогенеза, проявляющийся не столько в рельефе — зеркале тектонических движений, сколько в более эффективной для осадкообразования вулканической активности.

Рис. 2.3. Типы литогенеза, по Н.М. Страхову (седиментогенеза, по П.П. Тимофееву) и питание осадочным материалом осадконакопления (по O.K. Леонтьеву, 1982):

1 — области аридного литогенеза; 2-6 — области гумидного литогенеза, с интенсивностью механической денудации, т/км2 в год: 2 — менее 10, 3 — от 10 до 50, 4 — от 50 до 100, 5 — от 100 до 240, б — более 240; 7 — границы областей гумидного литогенеза (по Страхову, 1963); 8-10 — твердый сток крупнейших рек (по А.П. Лисицыну, 1973): 8 — более 1 млрд т/год, 9 — от 500 млн т до 1 млрд т; 10 — от 50 до 500 млн т; 11 — области ледового литогенеза; 12 — области вулканогенно-осадочного литогенеза; 13 — поступление ледового материала в осадки; 14 — поступление эолового материала; 15 — поступление биогенного карбонатного материала; 16 — поступление биогенного кремнистого материала; 17 — железомарганцевые конкреции

Гумидный тип, названный по наиболее характерным, т.е. типоморфным, производным — гуминовым соединениям (органическим растительным минералам), проявляется во влажных зонах Земли, где наиболее пышно развиваются леса, трава. Это зеленые зоны Земли. Здесь количество осадков преобладает над испарением, поэтому баланс влаги (или метеорных осадков) положительный. А это порождает транзитный сток: все впадины, даже такие глубокие, как Байкал (1632 м), будут переполнены пресной водой, и из них рано или поздно будет сток. И в целом для всех, даже самых крупных, массивов суши будет характерен транзитный сток, т.е. приведенные в подвижное состояние компоненты будут стремиться уйти в конечные водоемы стока — океаны. Поэтому осадочный процесс здесь незавершенный: не все мобилизованные компоненты осаждаются в пределах этих зон, самые подвижные из них — легко растворимые хлориды, сульфаты, карбонаты и др. — вымываются, выносятся за их пределы. Они большей частью не осаждаются, пополняя запасы солей Мирового океана, или переводятся в осадок биогенно, реже хемогенно, но в основном уже в другом типе — аридном. Поэтому для гумидного типа характерно отсутствие этих хемогенных осадков.

Из многочисленных выразительных положительных характеристик гумидному типу свойственны химические, в частности латеритные, коры выветривания, их производные — гумидная рудная триада — бокситы, железные и отчасти марганцевые руды, первичные каолины и кварцевые пески, первичные россыпи стойких тяжелых минералов (циркона, рутила, турмалина, дистена, ставролита, монацита, ильменита, апатита, граната, золота, алмазов и др.), торфяники и угли, а также горючие сланцы, биогенные известняки, силициты, фосфориты. Наряду с незрелыми обломочными породами (граувакками, аркозами) широко распространены только здесь первично формирующиеся высокозрелые олигомиктовые и мономинеральные кварцевые пески. Сортировка их часто хорошая, свидетельствующая о возможности длительного перемывания. Широко распространена косая слоистость. Характерен серый цвет пород и формаций, которые и называются сероцветными.

Обилие органического вещества в осадках обусловливает не только серый или черный цвет пород и толщ, но и глубокое преобразование осадков в стадию диагенеза, нигде более не достигаемое такой интенсивности. Самая мощная движущая сила диагенеза — количество и качество (реакционная способность) захороненного органического вещества. Но приведение в действие ее зависит от времени (длительности) сингенеза и диагенеза, т.е. глубина переработки обратно пропорциональна скорости осадконакопления. При быстром накоплении осадков они недолго пребывают в зоне диагенеза, тогда неистраченные потенциальные возможности органического вещества и минеральных компонентов реализуются в более глубоких зонах, в катагенезе. Но здесь их последствия иные (битумы, газы, каменные угли и т.д.).

Гумидный тип распространен на большей части площади континентов, и к нему можно отнести и всю поверхность океанов, во всяком случае большую их часть. Поэтому естественно ожидать неоднородность этого типа. И действительно, тип подразделяется прежде всего по тепловому режиму на теплый (тропический) и умеренный подтипы. Первый образует один — экваториальный — пояс, второй — два, в Северном и Южном полушариях. В современной геологической эпохе, отличающейся скоплением суши в Северном полушарии, наиболее распространен северный умеренный подтип: это зоны тайги, тундры и степей. Из-за более низкой среднегодовой температуры сравнительно с экваториальной зоной химическое выветривание практически не доходит до латеритного типа. Поэтому не образуются бокситы и ряд других элювиальных пород, хотя каолин и, возможно, руды железа формируются (см. гл. 3).

Аридный тип назван по аридным зонам Земли, где недостаточно влаги для произрастания растений и эти зоны становятся пустынными, часто без почв и растительного покрова. Это коренным образом меняет седиментогенез. Прежде всего баланс метеорных осадков отрицательный: осадков меньше испарения. Помимо отсутствия сплошного растительного покрова, нехарактерности углей, это приводит также к исключению химического выветривания, которое вырождается до образования лишь тонкой пленки пустынного загара. Однако здесь полно развивается физическое выветривание и образуются каменистые развалы. Обломочные породы незрелые, химически неизмененные — аркозы и граувакки. Сортировка их часто плохая. Цвет большинства пород красный, желтый, что ясно указывает на дефицит восстанавливающего органического вещества. Соединения трехвалентного железа определяют красноцветность формаций.

Дефицит воды порождает бессточность впадин, водная поверхность в которых часто на десятки (Каспийское море — на 26-28 м) и первые сотни метров ниже уровня океана. Этим объясняется парадокс пустынь: несмотря на дефицит воды, осадки здесь в основном хемогенные; из растворов выпадают карбонаты (известняки, доломиты), сульфаты, хлориды, бораты и другие эвапориты. Это означает, что осадочный процесс идет до конца, т.е. становится завершенным: все, что мобилизовано в пределах аридного типа литогенеза и в соседних гумидных зонах, осаждается здесь.

Кроме хемогенных эвапоритов образуются еще только обломочные породы всех гранулометрических типов — от глыбовых и блоковых до алевритов. Глинистые породы практически не образуются, хотя некоторые глинистые минералы весьма характерны для аридного типа литогенеза: магнезиальные силикаты (палыгорскиты, сепиолиты) и монтмориллониты. Но они образуются в небольших количествах, и в основном синтетическим способом. Поскольку рудная триада алюминия — железа — марганца здесь не образуется, аридные отложения большей частью пустые, хотя красноцветные аридные формации несут нередко оруденение меди — свинца — цинка (аридная рудная триада), а также залежи или концентрации урана, фтора, брома, бора, стронция, рубидия, цезия, йода.

Аридные формации приурочены к двум широтным поясам, расположенным к северу и югу от экватора, примерно между 15-20 и 25-35° с. и ю. ш., иногда они сдвигаются к экватору (Перу) или к 40-45° в Центральной Азии. Гоби-Сахарский район пустынь самый крупный на Земле. В Северной и Центральной Америке зона пустынь охватывает штаты Калифорния, Аризона, Юта, Монтана, Нью-Мексика, Техас и прилегающие штаты Мексики. Южный пояс пустынь развит в Чили, Южной Аргентине и Перу, в Анголе, Намибии и Южной Африке и занимает большую часть Австралии, за исключением востока, крайнего юга и севера. Все эти районы имеют низменный рельеф, и многие участки их располагаются ниже уровня моря.

К аридному типу литогенеза относятся внутриконтинентальные моря и прилегающие части океанов. В них помимо хемогенного и биогенного накопления известняков и доломитов (Персидский залив, Красное море, Каспийское море и др.) формируются биогенные силициты и фосфориты, а иногда и планктоногенные горючие сланцы.

Из генетических типов отложений аридный литогенез в наиболее типичном виде представлен эоловыми песками дюн (перевеянные отложения), эоловыми (навеянные отложения) и пролювиальными лёссами, полно развитым пролювием (селевые, фангломератовые и лёссовые отложения) , хемогенными эвапоритами (озерными и морскими), физическим элювием, кремневыми и карбонатными, а иногда и гипсовыми панцирями, аридным аллювием, сухими дельтами, маломощными торфяниками. Образования этих генотипов образуют красноцветные молассы и другие континентальные и мелководно-морские формации, часто фосфорита- и меденосные, с месторождениями свинца и цинка. Аридная красноцветность отличается от гумидной присутствием карбонатов, иногда солей, магнезиальных силикатов из глинистых минералов, частым развитием монтмориллонита. Набор генетических типов свидетельствует об ослаблении динамической роли водных потоков и максимальном проявлении силы и эффективности ветра, пыльных бурь и других катастрофических явлений и процессов (сели, осыпи, наводнения), а также проявлении только в этих условиях механизма выпаривания водоемов, в той или иной мере изолированных от океана или крупных морей, и высаживании всех растворенных в них солей, включая и самые растворимые.

Ледовый тип отвечает весьма неразвитому седиментогенезу полярных зон, в которых вода круглый год находится в твердом состоянии и практически исключена из агентов формирования осадков. Это самый бедный породами и рудами (их практически нет) тип седиментогенеза, при котором господствующим типом образований будут морены и парагенетически связанные с ними потоково- и озерно-ледниковые отложения и лишь при морском ледовом процессе — наряду с морскими (шельфовыми) моренами механогенные и редкие биогенные морские отложения (Данилов, 1978). Петрографически ледовые образования только обломочные (Ершов и др., 1987), весьма грубые, несортированные, с малой окатанностью, неслоистые, химически незрелые (свежие, невыветрелые). Выветривание лишь механическое и физическое, морозное, способное измельчить не тоньше алевритового материала. Другой способ мобилизации — ледовая экзарация, т.е. отрыв скал и кусков коренных пород вмерзшим или движущимся льдом. Его отложение происходит при вытаивании у подошвы движущегося или остановившегося ледника (донная, или основная, морена) и по его краю и фронту (боковые и конечные морены). Одновременно происходит конденсация материала при стаивании льда сверху (абляционная морена). В последнем случае возможны реки и озера на поверхности живого ледника и в них сезонное перемещение и отложение материала с признаками сортировки и слоистости.

С собственно ледниковыми, или гляциальными, отложениями парагенетически тесно связаны приледниковые, или перигляциальные, отложения — ледниково-речные (или флювиогляциальные) и ледниково-озерные (лимногляциальные) отложения. Первые — обычно песчаные зандровые поля, нередко с конгломератовыми прослоями, вторые — ленточные "глины", или варвы (с годовой, сезонной ритмичностью), обычно песчано-алевритово-глинистого состава. Они относятся уже к гумидному типу литогенеза.

В настоящее время оледенение приурочено к Антарктиде, Гренландии, другим островам Арктики (Канадский архипелаг, Шпицберген, Северная Земля и др.), а также к высокогорным участкам континентов вне полярных областей. На Южном полюсе площадь оледенения 13 500 тыс. км2, что больше половины территории СССР. В северной полярной области площадь ледников в 7 раз меньше — 2083,19 тыс. км2, из которых на Гренландию приходится 1870 тыс. км2, на Канадский архипелаг — 100 тыс., на Шпицберген — 60 тыс. км . Горные ледники занимают меньшую площадь — 150 тыс. км2: в северной умеренной зоне — 100 тыс. км2, в южной умеренной — 21 тыс. км2, в тропической — несколько десятков квадратных километров (Страхов, 1983, с. 391).

Плейстоценовое материковое оледенение было больше по площади, о чем можно судить не только по измерению областей с моренами, но и косвенно — через эвстатическое падение уровня океана не менее чем на 100 м (вода вошла в материковый и шельфовый лед). Это оледенение охватило север Европы, Азии и Америки и Антарктиду. Огромным по площади было и позднепалеозойское (поздний карбон — ранняя пермь) оледенение Гондваны: Австралии, Южной Африки, Индии и юго-востока Южной Америки. Намечаются значительные оледенения в ордовике, венде. Вероятно, полностью ледники никогда не покидали Землю. При критической мощности в 4-4,5 км лед оказывал такое давление нагрузки на фундамент, что последний прогибался и местами оказывался ниже уровня моря. Это прогибание не могло не сопровождаться сейсмическими точками. При дегляциации (стаивании) льда — снятии нагрузки наступает подъем территории, например Скандинавии в голоцене.

Вокруг областей материкового оледенения распространяется почти на полпланеты седиментационный шлейф специфических отложений, документирующих и сам исторический факт оледенения, и комплекс условий и процессов седиментации.

Вулканогенно-осадочный тип по отношению к широтной климатической зональности азонален, но в его пределах намечается своя, тектономагматическая зональность, отражающаяся и на осадочном процессе. Зоны этого типа линейны, шириной в десятки и сотни километров, но протяженны на десятки тысяч километров, например самое протяженное Тихоокеанское огненное кольцо или цепочки надводных и подводных вулканов срединно-океанических хребтов, общая длина которых свыше 60 тыс. км. Менее протяженны цепочки вулканов океанических хребтов типа Гавайи, островных дуг в Атлантическом и Тихом океане, континентальных рифтов типа Восточно-Африканского, Средиземноморского вулканических поясов. Вулканические пояса были, вероятно, во все времена, за исключением, может быть, ранне-архейского.

Этот тип седиментогенеза отличается от других поставкой на поверхность земли ювенильного, эндогенного материала в виде лав, туфов, гидротерм и эксгаляций, т.е. во всех трех состояниях вещества. Однако не все это чисто ювенильно и эндогенно, по крайней мере не все происходит из мантии. Большая часть флюидов — воды, СО2, метана, аммиака, водорода, а также серы, сероводорода, металлов и металлоидов — ремобилизована, т.е. взята из осадочной толщи при ее прогревании поднимающимся магматическим диапиром. Это, таким образом, круговорот вещества средней, коровой глубинности.

К разносу экзогенными агентами — ветром, волнением, течениями — добавляется разнос энергией извержения, идущий часто против действия силы тяжести: энергия взрыва вулканических газов поднимает твердый материал на 10-15 км, а иногда забрасывает тончайший пирокластический пепел в стратосферу, на высоту 20-30 км, где он может обращаться вокруг Земли в течение нескольких лет (например, при взрыве вулкана Кракатау в 1983 г. в Индонезии).

При вулканогенно-осадочном типе седиментогенеза осадконакопление совершается обычными экзогенными способами, к которым добавляются чисто вулканические: эффузивные, эксплозивные (взрывные) и гидротермные. Первые поставляют на поверхность, в экзосферу, консолидированное магматическое вещество в виде лав и экструзий, не относящееся к осадочным породам. Но осадочный материал продуцируется не только после извержения, при физическом разрушении лавовых потоков или их химическом выветривании, но и в процессе излияния — в виде лавокластических накоплений и гиалокластитов. Первые образуются расчленением краевых и фронтальных частей потока, при его движении — это моновулканитовые брекчии с экзогенным заполнителем — тем осадком, в который обломки лавы погружаются. Гиалокластиты имеют обычно песчаную размерность и образуются десквамацией лавовых подушек от термического шока — соприкосновения раскаленной лавы с холодной водой, а также при пульверизации, т.е. разбрызгивании из трещин внешней застывшей корки лавовых подушек или сплошного потока капелек стекловатого базальта.

Эксплозивная деятельность вулканов в соответствии с коэффициентом эксплозивности продуцирует обломочный пирокластический материал от вулканических бомб (10-0,05 м) до алевритового и пелитового (0,001 мм и мельче) как моновулканитового, так, реже, и поливулканитового состава (при взрыве вулканической постройки), а иногда (в кимберлитах) нацело лишенного вулканического материала: кимберлиты нередко состоят из дробленных взрывом пород фундамента платформ и их чехла — гнейсов, известняков, доломитов, аргиллитов и т.д. В зависимости от способов и форм мобилизации и накопления различают 6—7 генетических типов туфов: пирокластические (чаще всего пемзовые) потоки, шлаковые конусы, тефровые, резургентные, гидроэксплозивные, притрубочные и грязевулканические туфы. Некоторые типы требуют пояснения. Резургентные туфы образуются при взрыве уже длительно формировавшейся вулканической постройки; классический пример — извержение вулкана Безымянного на Камчатке в 1956 г. Гидроэксплозивные туфы слагают невысокие (до 50-60 м) моногенные (одноразового действия) конусы без кратера и без подводящего лавового канала. Энергия взрыва возникает от мгновенного соприкосновения раскаленного потока с водой, например по берегам вулканического острова (это имеет место на Гавайях), или при соприкосновении силла с подземными водами (маары и постройки в траппах триасового возраста (на Сибирской платформе). Кимберлитовые трубки взрыва нередко выбрасывают материал на поверхность, при этом образуются притрубочные туфы, часто не из вулканического материала, а из гнейсов, метаморфических сланцев или осадочных пород чехла платформы. Грязевулканические туфы формируются при взрыве нефтяных газов, постройки-конусы достигают на Апшеронском полуострове первых сотен метров.

Гидротермальная деятельность формирует образования двух генетических типов — вулканический элювий и гидротермные отложения. Горячие газы и растворы (фумаролы и сольфатары), проходя через туфы, осадочные слои вулканической постройки и лавы, изменяют их настолько, что возникают каолины, хлоритовые глины, опалиты, сульфаты, сульфидные линзы, серные жилы и другие гидротермальные образования, многие из которых — ценные ископаемые. Вымытые источниками и переносимые ручьями и реками коллоиды кремнезема, железа и ионные растворы по пути образуют хемогенные гидротермные отложения опала, лимонита, иногда сульфидов, возможно фосфатов, глинозема и других соединений. Таковы по происхождению многие яшмы, кремни, железные и другие руды.

Режим формирования механических вулканогенных осадков лавинный, катастрофический, отличающийся быстрым и спазматическим накоплением часто мощных (до метров за несколько часов) толщ без существенной сортировки, окатывания, выветривания. Шлейфы разноса — десятки, сотни и даже тысячи километров. Толщина туфов уменьшается до миллиметровой мощности. При этом происходит фациальная дифференциация материала. Он отличается свежестью, несмешанностью, отмеченными выше структурными признаками и отсутствием слоистости.

Хемогенные образования отличаются составом, не обычным для экзогенных химических осадков и кор выветривания, иной фациальной зональностью. В составе наряду с общими минералами и породами (каолины, опалы, яшмовые осадки, лимонитовые руды, сульфаты) обычны пирит, другие сульфиды, более разнообразные сульфаты, арсенаты, соединения сурьмы, сульфуриты (серные отложения), малые элементы: медь, ванадий, литий, свинец, цинк, бериллий, олово, кобальт, никель, циркон, молибден, висмут, галлий, барий, стронций и т.д. Фациальная зональность химических гидротермных накоплений противоположна экзогенной: вблизи источника вещества откладываются не окисленные, как обычно в экзосфере, а закисные соединения — сульфиды и силикаты двухвалентных железа, марганца и других элементов, а по мере удаления и миграции они все более окисляются и разбавляются экзогенным материалом.

Вулканогенно-осадочные образования могут характеризоваться и "отрицательно" — отсутствием карбонатов (значит преобладает кислая среда), редкостью монтмориллонита, бокситов, фосфоритов, каустобиолитов и высокозрелых кластолитов.

Известен в основном наземный вулканизм. В последние годы открыта гидротермальная деятельность больших масштабов на дне морей и океанов. Помимо горячих красноморских рассолов (температура почти до 60°С), несущих большие концентрации железа, марганца, меди, свинца, цинка и других элементов, открыты черные и белые "курильщики" — конические сооружения максимальной высотой, возможно с Останкинскую телевизионную башню (до 0,54),6 км), сложенные сульфидами металлов, другими гидротермальными минералами и породами. Такие источники могут обеспечить половину марганца, сконцентрированного в железомарганцевых конкрециях океанов. Необходимо произвести более строгие балансовые расчеты по терригенной и вулканогенной поставке элементов для оценки эндогенного вклада в седиментогенез.

Только на дне Тихого океана установлено свыше 10 ООО подводных гор, большинство из которых вулканы, как современные, так и древние, даже мезозойские. Кроме того, эндогенное вещество поставляется и через рифтовые и другие разломы. К таким зонам расширения океанического дна в Калифорнийском заливе, а также к их северному продолжению в океане — хр. Хуан-де-Фука (Лисицын, 1988) — и приурочены гидротермальные башни — колонны ("курильщики"). На дне океанов, например в Срединно-Атлантическом хребте, обнаружены и гидротермально измененные зоны — вулканический элювий, во многом сходный с таковым на суше, в наземных гидротермально измененных зонах. Их аналоги — поля вторичных кварцитов с колчеданным и полиметаллическим оруденением.

Для реализации в виде гидротермальных осадков большое значение имеет разбавление горячих растворов морской водой. Н.М. Страхов рассчитал темп разбавления этого вещества. Хотя при резком охлаждении горячих растворов морской водой они оказываются резко пересыщенными, способными давать концентрированные отложения у выхода гидротерм, но уже на протяжении первых километров они так сильно разбавляются, что хемогенной садки не происходит, и эндогенное вещество, смешиваясь с имеющимся в океане, обезличивается, т.е. становится неотличимым от него, и вместе реализуется в подходящих условиях. Поэтому весьма проблематичной становится возможность образования отдаленных вулканогенно-осадочных формаций, выделявшихся Н.С. Шатским: кремневых, марганцевых, фосфатных и др.

Не перестает обсуждаться вопрос о возможности выноса кислыми растворами алюминия и фосфора и их осаждения с образованием гидротермно-осадочных залежей. Единичные маломощные пласты предположительно такого генезиса описаны на суше, а в последние годы фосфатные корки и цемент установлены и на подводных вулканах Тихого океана (В.Г. Сафонов). Но не исключено, что и эти накопления экзогенные.

Современное развитие представлений Н.М. Страхова о типах литогенеза. Н.М. Страхов, распространявший гумидный и вулканогенно-осадочный типы литогенеза на океаны, в последних работах выделял океанический литогенез в качестве самостоятельного, и противопоставлял его континентальному со своими климатическими типами. А.П. Лисицын (1978), наоборот, распространил климатические зоны, включая и аридные и ледовые, на океаны и проследил их там. Действительно, пояса пустынь прослеживаются и в океане пониженными скоростями седиментации, господством карбонатных осадков, малым терригенным стоком (из пустынь обычно реки не вытекают), заметным обогащением осадков эоловым кварцем, занесенным пыльными бурями, и другими чертами седиментогенеза. По-видимому, в разных аспектах можно выделять климатические типы литогенеза и в океанах, и рассматривать его как единый тип. Сейчас трудно решить, какое из этих делений более крупное и более важное.

П.П. Тимофеев (1987) резонно предложил говорить о типах не литогенеза, а седиментогенеза, поскольку и Н.М. Страхов (1946, 1956, 1960, 1962, 1963, 1983) представление о типах литогенеза относил в основном к стадии седиментогенеза (и диагенеза), тогда как собственно породообразование, т.е. литогенез, начинается после него. Н.М. Страхов стадии катагенеза и метагенеза, обозначаемые им как эпигенез и ранний метаморфизм, называл термином "метагенез". Таким образом, по ПЛ. Тимофееву, надо различать седиментогенез и литогенез. Первый объединяет три начальные стадии: мобилизацию вещества, его перенос и накопление. В литогенезе различают тоже три стадии: диагенез, катагенез и метагенез.

Вероятно, полезно различать широкое и узкое понимание термина "литогенез". Первое относится и к седиментогенезу, и к литогенезу в узком смысле слова. Когда же надо говорить более конкретно, можно противопоставлять литогенез седиментогенезу.

2.6. СТРАТИСФЕРА

В определении осадочной породы, данном Л.В. Пустоваловым, говорится не только о зоне образования осадочных пород, но и о зоне их существования, которую автор назвал стратисферой и определил ее как "совокупность осадочных пород, возникших за всю геологическую историю Земли, сохранившихся от денудации и не перешедших в состояние метаморфических пород" (Пустовалов, 1940, с. 26). Это, следовательно, осадочная оболочка Земли — создание, порождение зоны осадкообразования и господствующих в ней космических и планетарных сил.

Стратисфера постоянно разрушается как сверху, так и снизу: эрозией и денудацией (у верхней границы) и метаморфизмом, переходом в метаморфические породы (у нижней границы). Поэтому толщина, или мощность, стратисферы не может быть большой, т.е. она не должна превышать некоторую критическую величину, вероятно около 15-25 км, в зависимости от величины теплового потока, выражающегося в геотермическом градиенте. Термодинамические параметры, как давление, так и температура, нарастают с глубиной постепенно, без скачка. Но скачок все же происходит и обусловлен он достижением критической для воды температуры — 374°С. Выше из-за высокого давления вода в стратисфере находится преимущественно в жидком состоянии, а на критической границе она относительно быстро переходит в пар, и этим во много раз увеличивает метаморфизующую свою роль. Поэтому породы в этой зоне сравнительно быстро перекристаллизовываются и становятся метаморфическими. Давление нагрузки у подошвы стратисферы достигает 3000-4000 атм (3-4кбар).

Верхнюю границу стратисферы проводят по уровню (зеркалу) стоячих грунтовых вод. Она залегает в горах (см. рис. 2.1) на глубинах до 1-1,5 км (зона просачивания поверхностных вод), а на равнинах — всего на первых метрах или совпадает с поверхностью земли (в болотистых местах). Выше нее система открыта по отношению к атмосфере и гидросфере — это зона седиментогенеза, чаще всего зона выветривания.

Стратисфера выклинивается на кристаллических щитах и других выходах магматических и метаморфических пород. Поэтому ее можно представить как систему линз, врезанных в верхнюю часть земной коры. Толщина этих линз на платформах — сотни метров*— первые километры (до 5-6, реже до 10-15 км в перикратонных зонах и в передовых прогибах) , а максимальная (до 20-25 км) — в миогеосинклиналях, предгорных прогибах на пассивных континентальных окраинах атлантического типа, в авлакогенах типа Донбасса. Но если относить к стратисфере почвы, тогда и стратисфера — сплошная оболочка Земли, хотя почвы принадлежат зоне осадкообразования.

Стратисфера, следовательно, — относительно тонкая (по массе она составляет всего 5% от массы земной коры, рис. 2.4), хотя и не сплошная (ее площадь, по Ф. Кларку, 75% поверхности земли), но все же самая распространенная пограничная (между Землей и экзосферами вместе с Космосом), как бы защитная оболочка Земли, находящаяся в постоянном динамическом движении и равновесии как во всей своей толщине (внутренние процессы и состояния), так и на ее границах, на которых в условиях противоречий и отрицания прежних состояний наряду с постепенными переходами совершаются скачки.

Л.В. Пустовалов (1940, с. 28) приводит подсчет объема стратисферы. Если принять среднюю ее мощность в 1,6 км и площадь ее распространения на континентах в 116 млн км2, то объем стратисферы на суше будет приблизительно равен 186 млн км3, что составит около 0,02% объема земного шара. Средний удельный вес стратисферы около 2,5, что лишь немного меньше среднего удельного веса всей литосферы (2,7). Это еще раз свидетельствует о происхождении последней за счет осадочных пород. Для сравнения можно привести средний удельный вес Земли — 5 или 6 (по разным прикидкам и подсчетам), что в два раза превышает плотность литосферы. Следовательно, вещество Земли в литосфере и особенно в стратисфере разуплотнено, как бы увеличено в объеме. Этому соответствует и ее средний химический состав (см. 2.2, табл. 2.4), в котором преобладают элементы с небольшими атомными весами. По П. Ниггли, средний атомный вес осадочной оболочки 18,8, а изверженных пород — 20,8.

Рис. 2.4. Распространение (а) осадочных (2). и изверженных (1) пород по площади (I) — от всей поверхности земли — и по весу (массе) земной коры (II) и б — относительная площадь современного распространения суши, неритовой, батиальной и абиссальной областей. По Л.В. Пустовалову (1940)

Таблица 2.4

Содержание основных пород в стратисфере, %

	Автор
Породы	Лис и Мид, 1915	Кларк, 1924	Линдгрен, 1923	Шухерт, 1931	Холмс, 1932	Кюнен, 1941	Крынин, 1944	Ронов и др., 1976
Глинистые	82	80	77	44	70	56	40—42	46/38
Обломочные	12	15	11,8	37	16	14	40	22/18
Карбонатные	6	5	5,9	19	14	29	15—18	24/21
Соли	—	—	5,8	—	—	—	—	2,8/0,3
Эффузивы	—	—	—	—	—	—	—	4,5/21

Примечание. Дробь: числитель — платформы, знаменатель — геосинклинали.

Породный состав стратисферы подсчитывался Ф. Кларком, В. Линдгреном, А.Б. Роновым (1978), А.П. Виноградовым и др. (табл. 2.4, из Логвиненко, 1984, с. 128).

Из сравнения этих оценок видна тенденция уменьшения доли глин (с 82 до 40%) и увеличения доли карбонатолитов (с 6 до 20-25% и даже до 29%) и обломочных, в основном песчаных пород (с 12 до 15-20%). По отдельным типичным регионам Н.В. Логвиненко приводит средние содержания карбонатных пород: 55% — на Русской платформе, 30-35 — в Уральской геосинклинали, 28 — в Донецкой, 44 — в бассейне Миссисипи, 55% — во Внутреннем Китае (1984, с. 128). Таким образом, самой распространенной осадочной породой остаются глины, составляющие, вероятно, половину или несколько больше от всех осадочных пород, т.е. с кларком 50-60%. На второе место выходят карбонатные породы — 20-22%, может быть до 25%, на третье — обломочные породы — около 20%, возможно 22-24%. На долю остальных осадочных пород приходится не более 1-2, может быть до 3%. Среди них преобладают силициты и соли.

В стратисфере протекает вторая половина истории формирования осадочных пород, т.е. собственно литогенез, распадающийся на три стадии: диагенез, катагенез и метагенез. Здесь господствует геологическое время, измеряемое сотнями миллионов и даже 1-3 млрд лет, земные виды энергии: сила тяжести (давление нагрузки), внутреннее тепло, энергия химических реакций, радиоактивный распад, а также отчасти и солнечная энергия в виде захороненного органического вещества. Вещество находится в виде двух фаз — твердой, доминирующей, и жидкой, подчиненной и с глубиной постепенно исчезающей. Концентрация растворенных веществ в ней возрастает с глубиной, и для многих достигается насыщение. Жидкая фаза — это в основном водный и нефтяной растворы, весьма активные химически. Эта активность возрастает с ростом температуры и давления.

Температура возрастает в среднем на ГС с углублением на 33 м. Но эта средняя геометрическая ступень меняется от 20 м в зонах с повышен-

ным тепловым потоком до 100 м — с низким тепловым потоком. По средней геотермической ступени можно рассчитать температуру на любой глубине: на 1 км — 30-35°С, 5-6 км — 15О-180°С. Таким образом, на платформах в стратисфере не достигается критическая для воды температура, что выражается отсутствием глинистых сланцев и даже аргиллитов у ее подошвы. Однако в линейных зонах глубокого погружения (авлакогены, рифты, краевые прогибы, миогеосинклинали) достигаются и более высокие температуры, в том числе критические, наиболее характерные для эвгеосинклиналей, где и тепловой поток больший. Эта глубина меняется от 8-10 до 15-25 км.

Повышение температуры в стратисфере увеличивает растворимость многих веществ (кремнезема, соединений железа, марганца, алюминия и др.) и скорость химических реакций, способствует химическому разложению силикатов, раскристаллизации и перекристаллизации, полиморфным превращениям и структурным преобразованиям, синтезу новых, более высокотемпературных минералов, преобразованию органического вещества и образованию из него углей разных марок, нефти и газа. Все это составляет предмет стадиального анализа осадочных пород.

Давление с глубиной возрастает через каждый километр на 275 атм; так, на глубине 5-6 км давление порядка 1500 атм (табл. 2.5).

С ростом давления происходит уплотнение пород, затем механическое обжатие менее крепких зерен — обломков глин, базальтов и других пород — вокруг крепких (кварцитов, кварца, кремней, полевых шпатов) , внедрение крепких в слабые (инкорпорация), образование механоконформных структур (см. 2.4), увеличение скорости химических реакций, раскристаллизация и перекристаллизация, растворение в твердом состоянии, стилолитообразование, двойникование кальцита, мраморизация, рассланцевание глин и образование кливажа, образование гранобластовых структур, грануляционный бластез, направленная коррозия и кристаллизация, полиморфные превращения филлосиликатов и других минералов, превращение глинистых пород сначала в аргиллиты, а потом в сланцы, кремней — в кварциты, известняков — в мраморы, торфа — во все более углефицированные каменные угли, вплоть до антрацитов и графита и т.д. Давление препятствует переходу воды в пар даже при температуре больше 100°С, способствует растворению газов в воде и в других флюидах, миграции газов и жидких флюидов из зон высоких давлений в зоны с низким давлением, в том числе и против направления силы тяжести, т.е. вверх.

Таблица 2.5

Давление в стратисфере, рассчитанное по удельному и объемному (с учетом пористости) весам (по И.В. Лучицкому)

	Давление (атм.),
Глубина,	рассчитанное по
M	удельному	объемному
	весу	весу
100	27	15
500	135	85
1000	270	200
дооо	540	420
3000	810	690
4000	1080	978
5000	1350	1255
7000	1890	1829
9000	2430	2372
10000	2700	2700
12000	3240	3240
15000	4050	4050

Таблица 2.6

Сопоставление зон

Аспекты	Зона осадкообразования	Стратисфера
Протяженность	сплошная оболочка	прерывистая оболочка
Мощность	25—30 км и больше	0—25 км, средняя 5—6 км
Энергия	космическая и земная	земная
Температура	низкая (от -88 до +85°C),	низкая и средняя (0—374°С),
	изменчивая во времени	устойчивая
Давление	низкое (1 атм), до 1000 атм, в	низкое (1 —4000 атм),
	гидросфере, неустойчивое	устойчивое
Состояние воды	твердое, жидкое и газовое	жидкое
рН и Еh	1—10,+300 — -500мВ	5—8,+50 —-100мВ
Биос	самый мощный фактор	второстепенный фактор
Условия	изменчивые, лабильные во	стабильные
	времени и пространстве
Характер минералов	аморфные,	кристаллические,
	криптокристаллические и	полукристаллические,
	кристаллические,	стабильные
	изменчивые
Время	не геологическое и	геологическое, до сотен
	субгеологическое	миллионов лет и больше
Стадии литогенеза	седиментогенез: мобилизация	литогенез: диагенез,
	(выветривание, вулканизм,	катагенез, метагенез
	жизнь), перенос,
	седиментация (накопление)
Литопродукты	компоненты, осадки, породы	породы, вода, газы

Сравнение стратисферы с зоной осадкообразования (табл. 2.6) весьма поучительно и позволяет сделать новые выводы об осадочном процессе. Хотя они связаны генетически (стратисфера порождается зоной осадкообразования), являются смежными (одна подстилает другую) и имеют многие одинаковые или весьма близкие термодинамические параметры (температура, давление, рН, Eh и др.), тем не менее они во многом и отличаются.

Главные отличия зон не в конкретных параметрах, а в характере условий и процессов и в их движущих силах, а также в открытости или закрытости системы.

Зона осадкообразования — максимально открытая система, открытая не только в каждой своей субзоне по отношению к другой, но и по отношению к внеземному окружению — к Космосу. Стратисфера, наоборот, в основном закрытая система, и этим она практически не отличается от более глубоких зон Земли, что определяет ее принадлежность к эндосферам или по крайней мере к переходной зоне. Главный раздел между экзо- и эндосферами, вероятно, проходит в кровле стратисферы.

Господство энергии жизни и других видов солнечной и вообще космической энергии в зоне осадкообразования приводит к глубочайшей и быстрой переработке вещества Земли, созданию нового, биогенного вещества и к радикальному изменению самих внешних оболочек (кислород, истребление СОг, создание океанов), в целом обусловливает антиэнтропийность ряда важнейших процессов и даже в минеральном веществе создает подобие обмена веществ живого, например в глинистых, особенно монтмориллонитовых, минералах. Процессы и состояния в зоне осадкообразования лабильны. Наоборот, господство земных видов энергии и стабильность условий, эволюционирующих медленно, лишь в масштабе геологического времени, в стратисфере способствуют образованию равновесных минералов и пород, постоянно прогрессирующих по кристалличности, химической и структурной упорядоченности и механической прочности и приближению их к метаморфогенным и магматическим. При этом все больше стираются черты различий и пестроты состава и строения, заложенные в зоне осадкообразования.

Малая плотность и исключительная подвижность внешних оболочек — атмосферы, гидросферы и биосферы — выравнивают их состав на всей Земле, что создает единую "точку отсчета" для реальных процессов и их расшифровки по отношению к прошлым эпохам. Но вместе с тем это концентрирует энергию на ограниченных участках, создает лавинные накопления и порождает максимальную неоднородность и пестроту в минеральных продуктах зоны, чаще всего резко неравновесных друг к другу и к среде, из которой они возникли: твердая фаза и резко ненасыщенная жидкая, окисленное вещество рядом с резко восстановленным ? т.д. Экзогенные накопления способны нарушить и нарушают изостатическое равновесие в земной коре и провоцируют тектонические движения, вызванные перегрузками осадочных накоплений: терригенного, вулканического материала или льда, а также и воды в подпрудных бассейнах и при трансгрессиях и регрессиях. В стратисфере вещество осадочных пород механически равновесно (за исключением соляного или глиняного диапиризма и гидроразрывов), среда плотная, с малой подвижностью ее вещества, процессы замедлены, состояния малоградиентны (сильно выравнены по сравнению с зоной осадкообразования) и направлены на еще большее равновесие. Основными движущими силами становятся эндогенные, прежде всего тепловой поток, способный за колоссальные интервалы времени глубоко изменить экзогенные образования. Однако в пределах стратисферы последние остаются все же узнаваемыми, т.е. коренной перестройки состава, текстуры, большей частью и структуры не происходит. Этим стратисфера остается еще связанной, хотя бы информативно (передача информации об условиях и способах формирования), с зоной осадкообразования, в которой заложены все главные стороны осадочных пород, как состав, так и строение.

2.7. СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Строение пород — вторая (после минерального состава), петрографическая их сторона, в генетическом (информативном) отношении нередко становящаяся первой, главной. Строением определяются и многие физические, прочностные свойства пород и их массивов и толщ, а также фильтрационные и коллекторские свойства (Атлас 1962, 1969, 1973; Половинкина, 1966; Шванов, 1969; Conybeare, Crook, 1968; Pettijohn, Patter, 1964; Gubleretal., 1966; и др.).

Строение пород как понятие охватывает много важных и самостоятельных сторон, которые получили свои названия — термины: структура, текстура и укладка (или упаковка). Нередко все вместе они обозначаются как структура, тогда это синоним термина "строение". Такое нерасчлененное понятие характерно для французской геологии, а в России оно использовалось Ф.Ю. Левинсон-Лессингом и его школой. Однако большинство геологов всех стран вслед за Розенбушем и Заварицким в понятии "строение" различают структуру и текстуру, хотя оба эти термина в переводе на русский язык означают одно — строение. Поэтому им приданы разные значения, а в американской и вообще в англоязычной литературе понимают их противоположно тому, как это принято в большинстве других стран: текстуру они называют структурой, а структуру — текстурой, например "косослоистая структура" и "грубозернистая текстура".

Структура — это та сторона строения, которая выражает зернистость породы и определяется ею, т.е. это размер, форма и взаимоотношение зерен, а текстура — та сторона строения, которая выражается расположением зерен и определяется им, т.е. это слоистое или неслоистое расположение зерен (текстура в узком смысле слова) и степень сближенности, или сгруженности, зерен (укладка, или упаковка, зерен). В последнее время укладку зерен начинают рассматривать как самостоятельную, третью сторону строения, так как нередки породы с одной текстурой (например, слоистой или неслоистой), но разные по укладке: плотной или рыхлой, с удаленными друг от друга зернами. А это важно различать в нефтяной, инженерной геологии и гидрогеологии.

2.7.1. Структура

Структуры классифицируются по всем трем их сторонам, или аспектам: по взаимоотношению зерен, их размеру и форме (Справочник по литологии, 1983, с. 35-46).

2.7.1.1. Взаимоотношение зерен показывает способ образования породы и, в частности, решает вопрос, возникли ли минералы на месте залегания породы или были сюда принесены. По типу взаимоотношения все осадочные (и магматические и метаморфические) породы подразделяются на две группы: I — конформнозернистые, или конформные, и II — неконформнозернистые, или неконформные (рис. 2.5, табл. 2.7).

Конформнозернистые структуры (рис. 2.5, 1-3) характеризуются приспособленностью зерен друг к другу: сторона или контур одного зерна является стороной соседнего или его повторяет, так что зерна полностью, без промежутков, заполняют пространство. Они хорошо подогнаны друг к другу, что свидетельствует об образовании или по крайней мере преобразовании зерен на месте залегания породы.

Рис. 2.5. Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен:

1-3 — конформнозернистые и 4-6 — неконформнозернистые структуры: Ia — гипидиоморфная (или гипидиоморфно-зернистая), 16 — гипидиобластовая (или ги-пидиогранобластовая) с элементами биоморфной, 2а, 26, 2в — грано-, лепидо- и фибро(или немато)бластовые; 3 — механоконформная (или механоконформнозер-нистая); 4 — обломочная, или кластитовая (кластовая); 5 — биоморфная раковинная; 6 — сфероагрегатная, например оолитовая

Различают три или четыре типа конформных структур (см. табл. 2.7).

1. Гипидиоморфнозернистая, или гипидиоморфная (рис. 2.5, 1а), в которой зернами являются кристаллы, последовательность выделения которых выражается их степенью идиоморфизма (см. 2.7.1.3): ранние, т.е. первые, более идиоморфны, поздние приспосабливаются к промежуткам; образуется при кристаллизации из раствора, т.е. первично, подобно тому как это происходит при кристаллизации из расплавов (граниты, габбро и др.).

2. Гипидиогранобластовая, или гипидиобластовая (Штейнберг, 1957) внешне похожа на гипидиоморфную, но существенно отличается происхождением: она не первична, а вторична, возникает при метасоматозе или перераспределении вещества в твердой породе, например при доломитизации известняков (рис. 2.5, 16). Доломит, обладая большей кристаллизационной силой по сравнению с кальцитом, способен образовать свою ромбоэдрическую форму даже в твердой, известковой породе, как бы раздвинуть или уничтожить кристаллы кальцита. Такую структуру ошибочно принимают эа первичную и делают неправильный вывод о первичности доломита. Признаки его вторичности надо искать на бесспорно первичных компонентах: оолитах, обломках раковин и т.д. Если доломитовые ромбоэдры "съедают" часть их объема, то ясно, что они вторичны, возникли в твердой породе. Гипидиобластовая структура является промежуточной между гипидиоморфной и гранобластовой.

3. Гранобластовая, а в случае листоватой или волокнистой формы кристаллов лепидобластовая и фибробшетовая (нематобластовая) — кристаллы неидиоморфны, а аллотриоморфны или вообще весьма неправильны. Они образуются при бластезе — росте кристаллов в твердой породе, при раскристаллизации аморфного вещества или перекристаллизации кремневых, карбонатных, глинистых и других пород. Структура, таким образом, вторична. Она также свойственна всем метаморфическим породам: гнейсам, сланцам, амфиболитам и т.д.

4. Механоконформнозернистая, или механоконформная, возникает при механическом приспособлении зерен друг к другу под давлением вышележащих слоев или при стрессе (боковом, например складкообразовательном, давлении): более пластичные и менее крепкие зерна (слюды, обломки глин, сланцев, алевролите, известняков, эффузивов и т.д.) приспосабливаются к прочным (кварц, часто плагиоклазы, обломки кварцитов, кремней и др.), обжимаются вокруг них, прилегая плотно, без промежутков; прочные зерна часто внедряются в пластичные (инкорпорация и инкорпорационные взаимоотношения; Копелиович, 1965; и др.). Часто эти структуры конформны не полностью, так как степень механического приспособления бывает разной, варьирующей от 0 до 100%. Мера конформности — отношение длины конформных контактов к неконформным или ко всему периметру зерна. Развивается структура по обломочной, раковинной и сфероагрегатной, реликты которых четко просматриваются особенно в неполноконформнозернистых механических структурах. Эта структура распространена в граувакках, туфах, карбонатных обломочных и других породах.

Таблица 2.7

Структуры осадочных пород по взаимоотношению зерен

I. Конформнозернистые

1. Гипидиоморфнозернистая

2. Гипидиогранобластовая

3. Гранобластовая,

лепидобластовая, фибро

(или немато) бластовая

4. Механоконформнозернистая

II. Неконформнозернистые

1. Цельноскелетные биоморфные:

а) раковинные, или ракушняковые,

б) биогермные и др.

2. Шаро- или сфероагрегатные:

а) оолитовая, б) сферолитовая,

в) пизолитовая, г) бобовая,

д) онколитовая, е) конкреционная,

ж) желваковая, з) копролитовая,

и) окатышевая, к) сгустковая,

л) комковатая и др.

3. Обломочная, или кластическая:

а) кристаллокластическая,

б) литокластическая,

в) витрокластическая,

г) биокластическая

Конформнозернистые структуры свидетельствуют о механической равновесности породы, когда исчезло поровое пространство и зерна плотно прилегают друг к другу. Генетически они весьма различны и по отношению к породе бывают как первичными (гипидиоморфная), так и вторичными (бластовые и механоконформные).

Неконформнозернистые структуры (рис. 2.5, 4-6; табл. 2.7) характеризуются несоответствием контуров у соседних зерен, и последние не заполняют полностью пространство, часть его остается пустым (это пористость породы) или позже заполняется цементом. Каждое зерно индивидуально, идиоморфно, зерна не приспособлены друг к другу, порода в целом механически неравновесна, и в ней возможно сближение зерен при уплотнении или перекристаллизации, при которых развиваются уже конформнозернистые структуры, стирающие первичные.

В зависимости от формы и, следовательно, от способа образования зерен различают три основных типа неконформных структур.

1. Цельноскелетные биоморфные структуры — раковинные, или ракушняковые (структурными элементами — зернами — являются раковины) , и биогермные — коралловые, строматолитовые — и др., когда захороняются прижизненно скелеты обычно прикрепляющихся организмов.

2. Шароагрегатные, или сфероагрегатные, и примыкающие к ним многочисленные структуры в основном химического и биологического, реже механического (глиняные катуны и др.) происхождения, когда структурными элементами служат обычно сферические тела — агрегаты мелких кристалликов или аморфные образования, сохраняющие свою первичную форму: оолитовая, сферолитовая, пизолитовая, онколитовая, бобовая, копролитовая, комковатая, сгустковая, конкреционная, желваковая, окатышевая, псевдоолитовая и т.д. Они широко распространены в карбонатных, фосфатных, алюминиевых, железных, марганцевых и других породах.

3. Обломочные, или кластические, структуры (иначе — детритовые) — осадки и породы сложены обломками кристаллов, стекла, пород, органических остатков, т.е. имеют соответственно кристалло-, витро-, лито- и биокластическую структуру. Последняя нередко называется органогенно-обломочной или органогенно-детритовой. То, что зерна — обломки, видно по их контурам, которые представляют поверхности дробления с одной или разных сторон, первично целостного кристалла, оолита, раковины или вулканического стекла. Обломочные структуры свойственны всем обломочным породам, большинству глинистых и фосфоритовых, многим карбонатным, бокситовым, эффузивным и другим породам. Это самые распространенные осадочные структуры: ими обладают 60-70% осадочных пород или больше.

2.7.1.2. Размер зерен — вторая, а для обломочных пород — первостепенная сторона структуры. Хотя еще существует некоторый разнобой в понимании границ гранулометрических (греч. гранула — зерно) типов и классов, особенно в разных странах, все же большинство из них понимается одинаково или близко. Из двух основных требований к гранулометрическим классификациям — естественность границ и удобство в употреблении — в существующих классификациях обычно выполняется одно, так как в детальных классификациях совместить их трудно. Требование естественности границ особенно важно для обломочных пород, слагающихся из зерен, переносившихся и откладывавшихся индивидуально, когда проявлялись качественные скачки между разными популяциями зерен (см. ч. II, гл. 13). К гранулометрии кластолитов приспосабливаются размерностные структуры и других пород, что упрощает и унифицирует структурный анализ осадочных пород в целом (табл 2.8 и ч. II, гл. 13).

Таблица 2.8

Общая гранулометрическая классификация структур осадочных пород

Размерность, мм J	Структура
А. ЯСНОЗЕРНИСТЫЕ, или ФАНЕРОМЕРНЫЕ (полномерные), — крупнее0,05мм
I. 10000—10	Грубомерные: гига- и грубообломочные, гига- и грубоскелетные
1) 10000—1000	гигаобломочные, или блоковые, гигаглыбовые, гигавалунные, гигаскелетные
2) 1000—100	крупные грубообломочные: глыбовые, глыбовобрекчиевые, валунные, валунно-конгломератовые, фубоскелетные, гигакристаллические
3) 100—10	мелкие грубообломочные: щебенковые, брекчиевые, галечные, конгломератовые, грубоскелетные, гигакристаллические
II. 10 — 2	КРУПНОМЕРНЫЕ: крупнообломочные — дресвяные, дресвяниковые, гравийные, гравелитовые, крупноскелетные, гигакристаллические
10 — 5	крупнодресвяные (фавийные) и т.д.
5 — 2	мелкодресвяные —"—
III. 2 — 0,05	МЕЛКОМЕРНЫЕ: среднеобломочные (песчаные), среднескелетные, макрокристаллические
2—1	грубозернистые, грубопесчаные (грубопсаммитовые)
1 —0,5	крупнозернистые, крупно--"— (крупно--"—)
0,5 — 0,25	среднезернистые, средне--"— (средне—)
0,25 — 0,1	мелкозернистые, мелко--"— (мелко--"— )
0,1 —0,05	тонкозернистые, тонко—"— (тонко--"—)
Б. КРИПТОМЕРНЫЕ, незернистые визуально: пелитоморфные, афанитовые — меньше 0,05 мм
IV. 0,05 — 0,0001	МИКРОМЕРНЫЕ: микрообломочные, или алевритовые, микрозернистые, чешуйчатые, микробиоскелетные
1)0,05 — 0,001 (0,005)	алевритовые, микрозернистые, микрочешуйчатые
0,05 — 0,01	крупно- —" — —" —
0,01 — 0,005	средне- —" — —" —
0,005 — 0,001	мелко- (или грубопелитовая)
2)0,001 — 0,0001	субколлоидальные, крупно-мелкопелитовые, тонко- и ультратонкочешуйчатые
V. Мельче 0,0001	КОЛЛОИДАЛЬНЫЕ
VI. Без зерна	НЕЗЕРНИСТЫЕ: бесструктурные, аморфные

По размеру зерна все структуры, как и породы, прежде всего делятся на две самые крупные группы: яснозернистые, или фанеромерные (полномерные), зерно которых видно невооруженным глазом, и криптомерные, или скрытозернистые, а также и незернистые, которые визуально воспринимаются как сплошные, бесструктурные, что и обозначается двумя равноценными терминами: пелитоморфные, т.е. глиноподобные, землистые (например, мергели, опоки, диатомиты), и афанитовые — стекловатые по виду (обсидианы, кремни, яшмы). Граница между ними 0,05 мм — предел разрешения глазом зернистости. Эта самая важная граница в гранулометрическом ряду выбрана не по онтологическим (присущим объекту), а по познавательным, гносеологическим, т.е. методическим, критериям. Но, может быть, это счастливая случайность, с этой границей совпадает скачок свойств и в объектах — в породах: в более тонких осадках появляется связность, резко подскакивает высота капиллярного поднятия и т.д. Таким образом, граница 0,05 мм является также естественной, а не только методической. Естественное обоснование имеет и граница 2 мм: более крупные обломочные породы практически только литокластические, т.е. состоящие из обломков пород, а более мелкие часто также бывают и кристаллокластическими, т.е. состоящими и из минералов.

Граница 0,0001 мм (или 0,0002 мм) также естественна, так как отмечает верхний предел коллоидных растворов, не подчиняющихся силе тяжести, имеющих один заряд для всех частиц, снятие которых вызывает коагуляцию коллоидного раствора и осаждение. Это и предел разрешения светового микроскопа, так как размер коллоидальных частиц меньше половины длины световой волны.

Некоторое гидродинамическое обоснование границы в 10 мм приводит Л.Б. Рухин (1969), что и позволяет принять ее за раздел гравия и галек. Верхний предел галек (10 см) принимается без обоснования, а иногда его отодвигают до 20 см.

Отмеченные естественные, т.е. лежащие в самом объекте, границы все же обосновываются слабо. Это позволяет многим литологам для удобства и простоты пользоваться обычным арифметическим рядом, разбитым более или менее равномерно. Для хемогенных пород такой подход вполне приемлем.

Зернистость осадочных пород характеризуется также степенью равно- или разнозернистости, что для обломочных пород выражается степенью сортировки. Среди разнозернистых выделяется порфировая или порфировидная структура: порода четко делится на две фракции: тонкую, являющуюся фоном, или основной массой, и более крупные вкрапленники, а промежуточные по размеру зерна отсутствуют.

2.7.1.3. Форма зерен — третья сторона структуры, определяющая ряд физических свойств пород и несущая генетическую информацию. Для грубообломочных пород она используется также в номенклатуре и классификации. Описывают и классифицируют форму по степеням идиоморфности и изометричности, а затем, особенно в обломочных породах, по вторичным изменениям первичной формы — по окатанности, корродированности и регенерированности (см. ч. II, гл. 13).

Идиоморфность отражает первичную форму и степень ее выраженности. У кристаллов это идиоморфность, т.е. выраженность свойственной данному минералу кристаллографической формы, например кубической (у пирита, галита, сильвина), октаэдрической (у флюорита), ромбоэдрической (у карбонатов), призматической (у сульфатов, пироксенов, амфиболов и др.), уплощенной шпатовой (у полевых шпатов, кианита и др.). Важно отмечать и общий вид формы — габитус, или облик: волокнистый, листоватый, шпатовый, призматический, кубический и т.д. Свою форму, или идиомоорфность, имеют и сохраняют или утрачивают не только кристаллы, но и раковины, сфероагрегаты, даже обломки пород и стекла. Описываются и все искажения или невыраженности идиоморфности — неправильность (в гранобластовых структурах), аллотриоморфность или ксеноморфность (у псевдоморфоз, заполняющих объем замещенного кристалла, например кубическая форма гематита-мартита, замещающего магнетит в джеспилитах докембрия).

Изометричность (или противоположное свойство — анизометричность) выражает степень физической (механической) анизотропии минерала или обломка породы, раковины и тесно связана с текстурой зерна или со спайностью. Обычно выделяют зерна четырех типов: 1) изомет-ричные, когда три поперечника зерна примерно равны между собой, или наибольший не превышает наименьший более чем в 1,5 раза; 2) удлиненные, когда два поперечника примерно равны между собой, а третий превышает их более чем в 1,5 раза; 3) уплощенные, когда один из поперечников заметно (более чем в 1,5 раза) меньше двух остальных; разновидность — листоватые; 4) удлиненно-уплощенные, промежуточные между вторым и третьим типами. При специальных исследованиях измерением трех поперечников вычисляют коэффициенты изометричности, удлиненности и уплощенности (Рухин, 1961, 1969) и коэффициент дисимметрии (Справочное..., 1958).

Из вторичных изменений формы наиболее важны окатанность, корродированность и регенерированность (см. гл. 7 и ч. II, гл. 13), а также изменение формы при перекристаллизации. Окатанность оценивают по трех- или пятибалльной шкале и нередко выражают в процентах. Зерна мельче 0,05 мм практически никогда не окатываются, так как переносятся чаще всего во взвешенном состоянии.

Породы с неконформной структурой двухфазны: помимо основного структурного костяка у них часто развивается цемент. Необходимо описывать структуру цемента и его типа (см. ч. II, гл. 13). Помимо этих двух структурных частей породы часто имеется и третий — заполнитель, например в ракушняке — песчаный заполнитель и известковый цемент.

2.7.1.4. Масштаб структур. Помимо структур по абсолютному размеру различают структуры по относительному масштабу. М.С. Швецов(1958) различал: 1) мезоструктуры или просто структуры, видимые в малом куске породы и под микроскопом при малых увеличениях; 2) микроструктуры, видимые в шлифе лишь при больших увеличениях, и 3) макроструктуры, видимые в больших штуфах, целых пластах и даже в пачках слоев.

Поскольку каждый из этих уровней структур в свою очередь состоит из нескольких соподчиненных порядков, при необходимости можно различать и больше уровней. Например, в обломочном брекчиевом известняке помимо брекчиевой макроструктуры различают структуру заполнителя (древесно-песчаную), структуру обломков, которая оказывается также макроструктурой, но уже мелкощебенчато-дресвяной, внутри которой различаются на одном уровне оолитовая в одних обломках и раковинная — в других, не говоря уже о структуре порового пространства, занятого заполнителем и цементом. Углубляясь, мы различаем уже микроструктуру самих оолитов и раковин. У оолитов она также сложная: игольчатая, вторичная, развивающаяся при раскристаллизации первичной микрозернистой, еще четко преобладающей. Параллельно меняется и текстура: из оолитовой, т.е. концентрически-слоистой она становится радиальной, и оолит постепенно переходит в сферолит. Текстура элементарного слойка обычно беспорядочная. В раковинах двустворок и других беспозвоночных нередко различают до трех-четырех и больше порядков структур (как и текстур), наиболее тонкой из которых является ультрамикроскопическая, не видимая в световом микроскопе, т.е. коллоидально-волокнистая (тонкофибровая), или кристаллитовая. Обычно две микроструктуры различаются в халцедоновых кремнях, яшмах: микрогранобластовые и коллоидальные волокнистые.

2.7.2. Текстура

Текстура — сторона строения, определяемая расположением зерен — является основным выражением анизотропии породы, отражающей анизотропию пространства — среды, в которой образовалась порода. Поэтому она имеет исключительно большое генетическое значение и без нее нельзя оценить фильтрационные, прочностные и другие физические и механические свойства пород — объектов инженерной, нефтяной геологии и гидрогеологии, а также разработчиков полезных ископаемых. Будучи самым информативным генетическим признаком, текстуры детально изучаются в генетическом и фациальном анализах (см. ч. III).

Классификации текстур сложны и разнообразны, что отражает сложность самих текстур и часто целевой подход к их изучению. Наибольший вклад в их разработку внесли Ю.А. Жемчужников (1923, 1926 и др.), Н.И. Танатария (1938), Л.Н. Ботвинкина (1962, 1965), Н.Б. Вассоевич (1950, 1953; Спутник 1954, Справочник 1983), СИ. Талдыкин и др. (1954), Ю.Ир. Половинкина (1966), А.И. Васильева (1970), Е.З. Бурьянова и др. (1987), Г.Э. Рейнек и Н.Б. Сингх (1981). Все классификации можно свести к относительно простой схеме (Фролов, 1974 и др.), в которой пока не удалось выдержать чисто морфологический принцип, а использованы и генетические понятия, хотя и минимально спекулятивные, более очевидные, например отражающие стадии (они устанавливаются почти всегда однозначно, подобно напластованию в стратиграфии) и простейшие способы образования, например биогенные, механогенные.

Классификация текстур осадочных пород А. Текстуры внутренние, присущие всему объему породы.

I. Текстуры наслоения, формирующиеся одновременно с седиментацией.

1. Беспорядочная, неслоистая.

2. Слоистые текстуры со слоистостью:

1) горизонтальной,

2) волнистой,

3) косоволнистой,

4) косой: а) однонаправленной и б) разнонаправленной.

II. Текстуры наложенные, ранние, сингенетичные.

1. Биогенные:

1) илоядная, ихнитолитовая или биотурбитовая,

2) корневая комковатая.

2. Взмучивания.

3. Оползания и оплывания.

4. Гидроразрывные.

5. Элювиальные, или сингенетично-метасоматические:

1) беспорядочная (а порода вторично изотропная),

2) вертикально расчленяющая.

III. Текстуры наложенные, поздние: диа-, ката-, мета-, эпигенетические, гипергенные, тектонические.

1. Скорлуповатая.

2. Конкреционная.

3. Фунтиковая.

4. Стилолитовая.

5. Замещения.

6. Зебровая, или кольца Лизеганга.

7. Сланцеватая.

8. Полосчатая.

9. Плойчатая.

10. Кливаж. Б. Текстуры поверхностей слоев.

I. Текстуры кровли.

1. Рябь:

1) симметричная,

2) асимметричная.

2. Трещины усыхания.

3. Мерзлотные клинья. 4. Глиптоморфозы кристаллов солей, льда.

5. Следы капель дождя и града.

6. Следы струй течения и отекания.

7. Следы волочения.

8. Следы ползания.

9. Следы зарывания и сверления.

10. Следы размыва и элювиирования.

II. Текстуры подошвы.

1. Механоглифы:

1) язычковые валики — слепки борозд размыва,

2) обоюдоострые валики — слепки царапин,

3) шевроновые валики — следы волочения,

4) одиночные бугорки — следы падения,

5) рябь,

6) знаки внедрения, диапиры глиняные и др.

2. Биоглифы:

1) извилистые валики — следы ползания,

2) бугорки одиночные и парные — следы зарывания,

3) бугры одиночные — следы сидения и пребывания,

4) отпечатки следов ног и лап и др.

2.7.2.1. Текстуры наслоения образуются одновременно с накоплением осадка, т.е. являются седиментационными. Каждый слой или слоек отвечает поверхности напластования, горизонтальной, волнистой или наклонной, косой. Степень выраженности текстуры, т.е. слоистости, может быть и слабая — тогда текстура переходит в неслоистую, или беспорядочную. Порода становится изотропной, так как все направления в ней — и вертикальное и горизонтальное — не узнаются, они не выражены, литолог находится как бы в тумане — не может ориентироваться в палеопространстве. Такая беспорядочная первичная текстура возникает при разных режимах седиментации: 1) при лавинной седиментации — быстром отложении больших масс материала — из селевых и других временных потоков, из суспензионных турбидит-ных потоков, в обвалах, нередко в осыпях, оползнях, в туфах и т.д.; 2) при медленной седиментации — постоянном перемыве или переносе течениями зернистого материала, а гальки и зерна в основном изометричные (например, кварцевые), которые при отложении не обозначают слоистость; тонкий материал (глинистый или растительный детрит) вымывается, и поэтому он также не подчеркивает слоистость; 3) при медленной и равномерной седиментации глинистого материала, параллельная ориентация чешуек которого перерабатывается одновременно коллоидными силами; это намечает переход к скор-луповатой наложенной текстуре. Неслоистую первичную текстуру следует отличать от наложенных беспорядочных (см. 2.7.2.2).

Слоистые текстуры — основные в осадочных породах. Слоистость можно видеть даже в неслоистых породах, вернее в чередовании их.

Слоистостью называют анизотропную текстуру, возникающую в процессе накопления осадка при изменении материала в вертикальном, точнее в перпендикулярном поверхности напластования направлении или при параллельном расположении уплощенных компонентов осадка, обозначающем поверхность наслоения. Поверхность напластования — это поверхность геологической синхроничности (одновременности), т.е. отвечающая одному моменту поверхности осадка или нижней границы зоны осадкообразования. Слой, или пласт, — геологическое тело плоской (плащеобразной) формы, сложенное более или менее однородной породой, ограниченное сверху и снизу поверхностями напластования. Слоистость, следовательно, можно также определить генетически как анизотропную седиментогенную текстуру, отражающую перемещение в пространстве поверхности наслоения.

Рис. 2.6. Основные типы слоистости осадочных пород:

а-б — косая однонаправленная, с прямыми (а) и вогнутыми (провисающими, б) слойками и с параллельными серийными швами; в — косая разнонаправленная с клиновидными прямолинейными швами; г-е — косоволнистая (с волнистыми серийными швами) однонаправленная (г), разнонаправленная (д), крупная и мелкая (е), обычно флазерная; ж-и — волнистая крупная, или мульдообразная (ж), мелкая волнистая в основном с симметричной волной (з, показаны две серии) и с асимметричной волной и оползневыми складками (и); к-м — горизонтальная волнистая (горизонтально-волнистая, к), полого косая (косогоризонтальная, л) и строго горизонтальная непрерывная и прерывистая (м)

Основная классификация слоистости производится по форме слоев, точнее, по их положению относительно горизонта, или, что практически одно и то же (лишь отличается на 90°), относительно вектора силы тяжести на Земле (рис. 2.6). Выделяются четыре основных морфологических типа слоистости: горизонтальная, волнистая, косоволнистая и косая. Эти типы имеют и генетическое обоснование, что подчеркивает их естественность и важность. Горизонтальной слоистости отвечает отсутствие движения вещества среды, по меньшей мере у дна (у поверхности напластования) или при ламинарном движении. Волнистая слоистость вызывается, как правило, колебательными движениями воды или воздуха у дна, а косая — поступательными, потоковыми, направленными движениями — течениями, за исключением очень медленных или очень быстрых (горные реки в паводок) ламинарных течений. Косоволнистой слоистости не отвечает какой-то чистый динамический тип движения среды, она образуется при сочетании волнения и течения — наиболее частом проявлении волнения в природе. Поэтому подобная слоистость распространена наиболее широко, что и позволяет ее поставить как равноценный тип рядом с тремя другими.

Горизонтальная слоистость образуется при горизонтальном положении- ровной поверхности наслоения. Поэтому совершенно неправильно называть ее "параллельной" слоистостью, что не выражает главной ее стороны, ее сущности, а кроме того, параллельной бывает и волнистая и косая слоистости. Горизонтальная слоистость, несмотря на ее общую простоту, морфологически и динамически весьма разнообразна. Наиболее распространены градационная (рис. 2.7), прослоевая, переслаивательная ее разновидности, а также те ее виды, которые выражены сменой окраски и включениями, расположенными параллельно поверхности напластования. Градационная горизонтальная слоистость (см. рис. 2.7, а) образуется при достаточной толщине слоя воды (т.е. достаточной его глубоководности) и массовой подаче в верхние слои воды (во всяком случае не в придонные) разнозернистого осадочного материала любого состава. Этот материал, опускаясь на дно, по пути рассортировывается: тяжелые и крупные, а также изометричные, частицы, обгоняя мелкие, легкие и плоские, отложатся первыми и образуют базальный слой градационной серии пород — многослоя, а более мелкие будут постепенно сменять его вверх по разрезу, пока не осядет пелитовый материал. Так осаждаются материал спазматических мутьевых потоков (турбидиты во флише), пепловые туфы, паводковые выносы рек в озерах или морях и т.д. Естественно, чем толще слой воды предстоит пройти лавине материала, тем большие массы его могут быть переработаны, и наоборот, чем ближе ко дну распространяется взвешенный поток осадочного материала, тем меньшая его часть может быть градационно рассортирована. Поэтому часто градационная серия подстилается неслоистой, изотропной. Из этих соотношений, зная толщину отложенного материала, можно найти меру глубины бассейна.

Рис. 2.7. Градационная слоистость:

а — нормальная (прямая градационность); б — перевернутая, или инверсионная (обратная градационность); в — симметричная

Прослоевая горизонтальная слоистость выражена прослоями иной или чем-то отличной от основной, фоновой породы, будь то глинистые примазки, присыпки растительного детрита или, наоборот, микрослоечки алеврита или песка в глине, известняке, силиците, а также микрослоечки глобигерин и других планктонных форм. Пока прослойки явно подчиненные, они не нарушают монопородности слоя. Но с определенного порога толщины прослоя (2,5 и 10 мм?) можно говорить уже о переслаивании разных пород, и слоистость становится уже переслаивательной, означающей переход от текстуры породы к текстуре толщи. Она часто флазерная, т.е. контрастная по цвету: темно-серые глины чередуются со светлыми песками.

Горизонтальная слоистость, выраженная сменой окраски, встречается часто, но может быть принята за вторичную. Нередко она вообще выявляется на поверхности выветривания. Так, на свежем изломе песчаник (из авандельтовой ааленской формации Дагестана) неслоист, а на поверхности через 3-4 см серые желтоватые песчаники окрашены в вишневый цвет в прослоях около 1 см толщиной — здесь цемент сидеритовый, при выветривании окисляющийся до лимонита.

Очень часто горизонтальная слоистость выражается только включениями галек, обрывками глинистых слойков, цепочками раковин или конкреций и другими включениями. В горном аллювии часто гальки уложены в прослой черепитчато, причем наклон их против течения.

Динамика накопления пород с горизонтальной слоистостью варьирует от самой слабой до активнейшей. В тиховодных условиях у дна обычно отличаются тонкие илы. Но когда в таких же условиях накапливаются горизонтальнослоистые грубые пески, это уже кажется парадоксальным и невероятным. Открытый в 1950 г. механизм взвешенных мутьевых потоков разрешил этот парадокс. Но еще более парадоксальным кажется отложение горизонтальнослоистых конгломератов в горных реках. Однако объясняется это очень большой скоростью потока, в котором уже не могут образовываться донные поперечные валы, ответственные за формирование косой слоистости.

Волнистая слоистость образуется колебательными (волновыми) или пульсационными (порывами) движениями воды или воздуха (ветра) как захороняющаяся рябь, т.е. при волнистой поверхности наслоения. При этом зеркало ряби горизонтально. Если рябь невысокая, слоистость захороняется полностью, с гребнями и впадинами — это собственно волнистая слоистость, а если рябь крупная (с высотой более 15-20 см), то чаще всего при перестройке плана волнения гребни срезаются и захороняются только мульды (см. рис. 2.6, ж). Такую слоистость называют мульдообразной. Можно говорить о третьем типе волнистой слоистости — неправильно-волнисто-слоистой текстуре, у которой гребни чаще всего широкие, даже уплощенные, а мульды острые, килевидные в разрезе, и чередование их недостаточно регулярное. Это не механогенная, а биогенная, водорослевая волнистая слоистость, которую волнистой можно назвать лишь условно (рис. 2.8).

Рис. 2.8. Водорослевая волнистая слоистость в строматолитах (по Pia, 1927, из Ф.Дж. Петтиджона, 1981):

1 — Weedia CWalcott); 2 — Collenia (Walcott); 3 — Cryptozoon (Hall); 4 — Cryptozoon boreale— (Dawson); 5 — Archaezoon (Matthew); 6 — Gymnosolen (Steinmann)

Волнистая слоистость не развивается в глинистых и даже в алевритовых осадках, так как частицы этого размера (<0,05 мм) не отлагаются при движении воды, создающем волнистую слоистость. Поэтому волнистая слоистость — это текстура песков, от тонко- до грубозернистых, реже — гравийных осадков, включая и обломочные известняки песчаной и гравийной структуры. Неправильно-волнистая слоистость свойственна биостромовым и биогермовым доломитам и известнякам. Чаще всего волнистая слоистость всех типов — мелководное образование, так как волнение обычно не проникает глубже первых десятков метров. Но похожая слоистость образуется и донными течениями, а они действуют и на океаническом дне (до глубин 4-5 км и глубже). Правда, такая волнистая слоистость отлична от волновой и чаще переходит в косоволнистую.

Косоволнистая слоистость (см. рис. 2.6, г-е) объединяет признаки волнистой и косой слоистости и образуется при волнении, генерирующем поступательное перемещение воды — течения, которые моделируют дно в виде поперечных гряд — ряби, как мелкой, так и крупной (до 0,2 - 0,3 м высотой и до 1-1,5 м длиной волны песка). Выделяются два морфологических типа такой слоистости: мелкая (см. рис. 2.6, е) и крупная (см. рис. 2.6, г,д) Серийные швы волнистые, а слойки — косые, часто сигмоидообразные (в форме "S"). Таким образом, в этой, а также и в волнистой слоистости более четко различаются элементарные слойки (доли миллиметра — первые сантиметры) и их серии — сообщества однородных и одинаковых во всем слойков: по мощности, форме, наклону и т.д. Косоволнистая слоистость — это слоистость песков, преимущественно не грубых. Она формируется в реках, озерах, в морях от прибойной зоны до океанического дна, а также на суше как эоловая. Такая эврифациальность снижает ее диагностическое значение, но в комплексе с другими текстурами и иными генетическими признаками ее изучение помогает генетическому и фациальному анализам.

Косая слоистость (см. рис. 2.6, а-в) — одна из замечательных особенностей седиментитов, важная в практическом и особенно в научном отношении. Наклон косой слоистости направлен в сторону течения, которое, таким образом, точно определяется по своему вектору и силе, а также по характеру движения и среды (водной или воздушной).

Косая слоистость формируется течением или воздушным перемещением зерен песка или гравия, реже и меньше — гальки. В сущности она продолжает развитие слоистости ряби и косоволнистой слоистости. Поперечная течению рябь при увеличении скорости течения становится выше, шире и превращается в асимметричные подводные валы или дюны: склон, обращенный против течения, пологий или почти горизонтальный, а склон по течению — крутой (до 40°), и на нем проградационно, т.е. поступательно продвигаясь по пути течения, откладываются все новые слойки (рис. 2.9, а), формируется серия косых слойков протяженностью по течению в десятки — сотни метров. За ней на расстоянии метров — десятков метров следует вторая, третья серии и т.д. Если серии наползают одна на другую, образуется (много) этажная однонаправленная косая слоистость (с одним направлением наклона косых слойков — в реках, в зоне постоянных морских течений). Если направления течений меняются, например, на противоположное в прибрежной зоне, наклоны слойков также противоположны в смежных сериях — это разнонаправленная косая слоистость, редко осуществляющаяся в реках — в случаях сильного меандрирования, когда на некоторых отрезках меандр течение направляется вверх, против генерального наклона. То же происходит и в антидюнах.

Рис. 2.9. Образование косой слоистости (а) и определение по ней нормального и перевернутого залегания слоев (б) в крыльях опрокинутой складки:

1 — придонное течение, взвешивающее (отрывающее от дна) песчинки (2) и ниже гребня вала-дюны турбулентно завихряющееся (3) и вследствие этого торможения высаживающее на передовом склоне вала градационный слоек (4)

Непосредственной причиной образования косой слоистости является турбулентный характер течения воды или ветра. При завихрениях возникает торможение потока в каком-то слое воды или воздуха, и это приводит к падению вниз заторможенных зерен. Они обязательно образуют валики аккумуляции песка, которые еще больше усиливают турбулентность и торможение над крутым склоном, обращенным по течению. Таким образом, начальное накопление на дне в виде бугорка или валика делает систему более устойчивой и саморазгоняющейся. При этом первично S-образные слойки за счет срезания их на гребнях валов становятся только прогнутыми книзу, как бы провисающими под действием силы тяжести, что и используется для определения нормального или перевернутого залегания толщи: слойки прогнуты к подошве (т.е. выпуклы к ней; рис. 2.9, б).

Рис. 2.10. Динамические типы косой слоистости, по X. Блатту и др. (1980) и Г.Э. Рейнеку и Н.Б. Сингху (1981):

I — отсутствие движения, тихие (застойные) условия; II — слабое течение; III — течение средней интенсивности; IV — сильное течение; V — очень сильное течение (бурный режим). Справа — вертикальная смена типов ряби: а — рябь отсутствует, дно ровное; б — рябь с прямолинейными гребнями; в — волнистая рябь; г — лингоидная и д — луноподобная рябь

Косая слоистость, как и всякая другая, может осложняться другими видами слоистости, в том числе и косой слоистостью иной ориентации и размера, формирующимися в иных динамических режимах, например антидюны (рис. 2.10; 2.11). Наиболее распространены два типа косой слоистости (рис. 2.11): плоскопараллельная и мульдообразная, или фестончатая.

Рис. 2.11. Два главных типа косой слоистости (поФ.Дж. Петтиджону, 1981):

а — плоскопараллельная, с прямыми серийными границами серий; б — мульдообразная, или фестончатая,, с вогнутыми границами серий обычно в цоперечном направлению течений сечении

В водных потоках максимальная мощность косых серий обычно не превышает 2 м, хотя иногда в дельтовых отложениях встречаются загадочные серии в 5-10 м. Автор изучал их в верхнепермских отложениях Сиднея (Австралия). Однако вероятность их образования в водных условиях полностью не доказана. Вопрос этот тем не менее важен, так как в случае подтверждения водно-потокового генезиса сверхмощных косых серий можно уверенно восстанавливать и сверхмощные потоки, очевидно катастрофического характера. Но одновременно это снижает разрешающую силу масштаба косой слоистости для отличия эоловой от водной ее разновидности. Мощность косых серий эоловых дюн и барханов достигает 50-80 м (возможно и более), что отвечает их высоте. Раньше, до обнаружения сверхмощных водных косых серий, уже при мощности их свыше 2 м слоистость считалась эоловой. Теперь этот порог уверенного различения поднимается до 10 м, что снижает методическую ценность признака. Второе отличие эоловой косой слоистости от водно-потоковой — частая клиновидность косых серий (рис. 2.12), поскольку наветренный склон также довольно крут (до 10-15°), а флювиальная косая слоистость характеризуется параллельностью или субпараллельностью серийных швов (см. рис. 2.6, 2.11). Третий признак пара-генетический — ассоциация с эоловой рябью (см. ниже).

Рис. 2.12. Эоловая косая слоистость:

а — клиновидная крупная одиночная серия бархана; б — клиновидные серии эоловой слоистости дюн (из У.Х. Твенхофела, 1933); виг — разрезы поперечных дюн (по Мак-Ки, 1966; Х.Г. Ридингу, 1984) с разной по размеру и форме серий в основном однонаправленной эоловой косой слоистостью

Более трудно различить речную и морскую слоистость, когда последняя преимущественно однонаправленная (при ее разнонаправленности вопроса почти не возникает). Ю.А. Жемчужников, Л.Н. Ботвинкина, П.П. Тимофеев и другие исследователи одним из отличительных признаков считают ритмичную (градационную) сортировку косых слойков. (Косая слоистость1990; Аллювиальные 1954). Действительно, это так. Но раскрытие причины признака снижает его диагностическое значение: он действует потому, что чаще всего река переносит разнозернистый материал, из которого можно получить градационные слойки. В морях такой материал встречается реже, поэтому там и меньше развиты градационные слойки. Подобный мало разнозернистый материал и в реке даст косые слойки практически без градационной сортировки. Таким образом, действие признака основывается на более фундаментальном отличии структур. Другие отличия речной и морской однонаправленной косой слоистости надо проверять и искать.

Масштаб текстур наслоения и вопросы номенклатуры. Масштаб текстур решается аналогично масштабу структур. М.С. Швецов различает текстуры (мезотекстуры), макро- и микротекстуры, которые соответственно видны: в любом кусочке породы или в шлифе при малом (объективы 3х и 8х) увеличении; в крупных штуфах, в слое или в толще пород; под микроскопом при больших (объективы 20х, 40х, 60х и 90х) увеличениях. Но текстуры, как и структуры, в действительности более многоранговы (см. 2.7.1.4) и представлены как макро-и мегатекстурами — текстурами толщ (различные по масштабу циклиты), так и текстурами пород разного ранга и микро- и ультрамикро-текстурами.

Полезно выражать масштаб слоистых текстур порядком их толщины, например говорить о декаметровой, метровой, дециметровой, сантиметровой, миллиметровой слоистости (и цикличности) и далее — о микрослоистости (рис. 2.13)

Рис. 2.13. Терминология для описания слоистости разной мощности (по Р.Л. Ингрэму и Ч.В. Кемпбеллу, 1954, 1967, из Г.Э. Рейнека и Н.Б. Сингха, 1980)

Хотя терминология по слоистости устоялась, однако некоторые вопросы еще остаются. Иногда в качестве самостоятельного типа выделяют линзовидную слоистость как пятый морфологический тип. Как и "параллельная" слоистость, термин "линзовидная" в этом ряду алогичен, ибо линзовидной бывает и горизонтальная, и волнистая, и косоволнистая, и косая слоистость, так как понятие это обозначает лишь неполную степень выражения слоистости, которая становится прерывистой, как бы штриховатой. Н.Б. Вассоевич, детально разрабатывавший текстурную терминологию (например, в последней своей работе в "Справочнике по литологии", 1983, с. 46-84), настаивал на строгом различении слоистости, слойчатости и слоеватости. Однако это не прививается. И действительно, по его терминологии, такое общепринятое понятие, как "косая слоистость" , "волнистая слоистость" и другие, исчезают и заменяются малозначимыми и манерными терминами, как "косая слойчатость", "волнистая слойчатость". Эти неудачи с новыми терминами показывают, что часто имеется предел уточнения и расчленения понятий, переход через который ведет к ликвидации понятия и бессмыслице. Слоек — то же слой. Термин "слоек" надо использовать в случае, когда приходится противопоставлять более крупные слои и им подчиненные более мелкие — слойки. Но это не должно переводить "слоистость" в "слойчатость". Термин "слоеватость" иногда полезно употреблять для неполно выраженной слоистости, но не закреплять за ним более строгого содержания.

Текстура толщ, чаще всего выражающаяся в цикличности, рассмотрена в ч. III.

Рис. 2.14. Ихнитовая, или биотурбитовая, текстура песчаников аалена Дагестана (а), известняков мела (в) и силура (б), писчего мела глинистого (г), ходов таону-рус (спирофитон) в глинистом биодетритовом известняке карбона (д) и нор сверлящих червей трипаиитес в известняке франского яруса (е). Рисунки по фотографиям из "Атласа текстур и структур ..." (т. 2)

2.7.2.2. Текстуры наложенные сингенетичные, формирующиеся практически одновременно с седиментацией или сразу после акта отложения осадка, разнообразны, важны в генетическом отношении. Важнейшими из них являются биогенные, среди которых различают текстуру ходов илоедов, или иначе ихнитолитовую (ихнитовую), или биотурбитовую. Ее геологические масштабы с каждым годом выявляются все больше. Есть даже одна геологическая формация — писчего мела, — которая своим формационным типом обязана не только первичному, планктоногенному, в основном кокколитовому, материалу, но и полной биоэлювиальной сингенетичной переработке свежего ила илоедами. Ихнитолитовую текстуру писчего мела одним из первых выявил Г.И. Бушинский (1954).

Рис. 2.15. Стадии переработки осадка илоедами (по Д.Г. Муру и П.К. Скратону, из Ф.Дж. Пеггиджона, 1980):

а — ненарушенные слои песков и ила; б — слабо нарушенные слои; в — сильно нарушенные слои — четкая пятнистость биотурбированного осадка; г — прогрессирующая гомогенизация осадка — ослабление пятнистости; д — гомогенный осадок, полностью биотурбированный

Материал осадка, полностью пропущенный через кишечник илоедов, агрегирован в виде довольно длинных шнурков, переплетение которых и создает ихнитовую текстуру (рис. 2.14, 2.15, 2.16). Автором они описаны в песчаных и алевритовых отложениях авандельты юры Дагестана (Фролов, 1963,1965, 1984). В настоящее время все тонкие неслоистые, изотропные осадки считаются биотурбированными, т.е. поеденными, а сохранение свойственной для них тончайшей, часто сезонной слоистости означает ненормальный для жизни инфауны газовый или иной режим. Достоверно ихнитовые текстуры известны с ордовика, они вероятны в кембрии и венде. На суше ее аналогом является текстура дождевых червей, перерабатывающих почву и делающих ее не слитной, а проницаемой для воздуха и воды, т.е. благоприятной средой обитания разнообразных живых организмов и поэтому плодородной.

Корневая комковатая текстура (рис. 2.17, а), иногда называемая кучерявой (а литотип — "кучерявчиком"), являющаяся поисковым признаком на пласты угля, например-в Донбассе, формируется корнями растений, перемешивающих осадок, сообщающих ему вертикальные линии раздела и полностью "стирающих" первичную, слоистую текстуру.

Рис. 2.16. Батиметрическая зональность следов организмов (A. Seilacher, 1967):

I—III — ходы ризокораллид, IV-V — ходы алектрорудид: I—II — илоеды суспензии, преобладающие на мелководье; III-V — илоеды осадка, преобладающие на больших глубинах; I — фация сколитес, литоральные пески, илоеды пропускают осадок по мере его накопления, трубки вертикальные U-образные; II — фация глоссифунгитес, илоеды перерабатывают песок сублиторали ниже поверхности осадка не обязательно вертикальными ходами и изменяются по мере роста; III — фация круциана, хорошо сортированные пески и алевриты, ходы более сложные; IV — фация зоофикус, глинистые пески и алевриты, выработки относительно простые; V — фация нереитес, пелагические глины и другие илы — фоновые отложения в турбидитной зоне (подножие склона), выработки сложные, образующиеся и в писчем мелу и в мергелях на платформе

Мощность этих своеобразных почвенных горизонтов 5-30 см. Обычно выше залегает пласт угля, формировавшийся автохтонно.

Текстуры взмучивания продуцируются чаще всего штормами (поэтому порожденные ими отложения стали называть темпеститами; англ. "темпест" — буря, шторм). В зависимости от силы шторма волнение и возмущение осадков на дне достигает глубин 100-200 м, а при особо катастрофических — до 300-400 м. При этом взмучивается, т.е. приводится во взвешенное состояние толща осадков мощностью до 0,5-1 м, а затем, часто без существенного горизонтального переноса, осаждается в виде хлидолита, т.е. мусорной породы без слоистости и с вертикальным положением удлиненных фрагментов (рис. 2.17, б). Взмучивание производят мутьевые потоки, проходящие близко у дна, а также землетрясения (на уклонах дна), цунами и другие катастрофические явления, а в последние десятилетия — и вмешательство человека. В венде и нижнем палеозое как темпеститы образовывались плоскогалечные конгломераты.

Текстуры подводного оползания и оплывания чаще всего выражены мелкими (сантиметры и дециметры) и более крупными (до десятков метров — уже текстура толщи) складками, нередко сопровождаемыми сингенетичными брекчиями и оторвавшимися рулетовыми олистолитами (рис. 2.17, в). Складки лежачие, опрокинутые, выпуклые в сторону уклона дна. Свежий обводненный илистый осадок оползает уже при уклонах 1,5-2°. Текстура сингенетичного оползания от тектонической плойчатости отличается отсутствием зеркал скольжения (свидетельство оползания еще пластичного, не твердого осадка), плавным изгибом песчаных и других компетентных слоев, облекающим изгибом перекрывающих слоев с признаками отложения после оползания (эффект запечатывания) и др. Нередко оползание и оплывание ила выражаются в раздуве мощности слоя в 2-5 раз и более. Наиболее часто текстуры оползания образуются в геосинклинальных прогибах, где обычны уклоны дна. Но они не редки и в тропических влажных (солифлюкция) и тундровых (криосолифлюкция) зонах поверхности земли.

Рис. 2.17. Текстуры наложенные ранние сингенетичные (а-д), диагенетичные (е,ж), катагенетичные (з-к), гапергенные (л) и метаморфические (м):

а — комковатая, или кучерявая, — результат проникновения корней растений; б — взмучивания, или темпеститовая (штормовая)'; в — подводно-оползневая и со-лифлюкционная (направление оползания — справа налево); г — блюдцеобразная — следы массового выжимания воды; д — элювиальная (твердое дно, или панцирь) ; е — скорлуповатая, колломорфная (одновременно это и структура); ж — конкреционная, или концентрически-слоистая; з — фунтиковая, или "конус в конусе"; и — стилолитовая в известняках; к — замещения (со стороны верхнего левого угла), например окремнение; л — кольца Лизеганга, подчиненные трещинами отдельности в песчаниках; м — сланцевая, на крыльях изоклинальной складки параллельная слоистости, а в замках — перпендикулярная ей

Гидроразрывные текстуры возникают при лавинной форме седиментации, например при отложении суспензии мощного турбидитного потока, который погребает под собой и в себе много воды. Последняя должна найти выход вверх под давлением быстро накапливающихся осадков, становящихся все более глинистыми. В относительно более ослабленных местах вода прорывает слой, при этом изгибает вверх линейные или уплощенные элементы осадка и слойки, что в разрезе придает им вид сковородки или тарелки. Поэтому такие текстуры называются блюдцеобразными (рис. 2.17, г). Дальнейшим развитием процесса выжимания воды являются глиняные диапиры и нептунические дайки песка, внедряющиеся снизу при разжижении по типу плывунов песчаных и алеврито-глинистых осадков под нагрузкой верхних слоев и часто под действием сейсмических толчков — спусковых механизмов. Сингенетические гидроразрывы следует отличать от катагенетических и метагенетических.

Элювиальные, или сингенетично-метасоматические, текстуры распространены повсеместно как на суше, в корах выветривания, так и под водой. Это комплекс текстур, последовательно сменяющих друг друга при развитии выветривания или иного метасоматоза. В начале процесса развиваются вертикальные каналы и трещины — пути миграции вещества вверх и вниз — это вертикально расчленяющая текстура. Они могут полностью стереть первичную текстуру, как это бывает в лёссе, почвах, в подводных панцирях, одновременно производя гомогенизацию и превращая осадок в изотропную породу (с вторичной беспорядочной текстурой). На третьей стадии развиваются ризолиты — корнеподобные клинья (до 30-40 см) той же или чем-то отличной породы; в образовании их нередко участвуют и организмы (см. рис. 2.17, а). Процесс текстурной переработки — гомогенизации и изотропизации, расчленения и вертикального текстурирования — продолжается далее структурными новообразованиями — брекчиями сингенетичными (каменистыми развалами) или бобовыми, оолитовыми и другими сфероагрегатными структурами.

2.7.2.3. Текстуры наложенные поздние формируются в течение всей истории породы, начиная с диагенеза и кончая ее разрушением при гипергенезе или метаморфизме, а также при тектогенезе.

Наиболее ранними являются скорлуповатая и конкреционная текстуры, внешне похожие друг на друга по их концентричности, но в первом случае чисто коллоидными и иными физико-химическими силами лишь переорганизуется строение тонкого илистого и алевритового, реже тонкопесчаного осадка с возникновением концентрической отдельности, а во втором — происходит еще и стягивание вещества конкрециеобразователя — карбонатов, кремнезема, окислов, фосфатов, солей и т.д. (рис. 2.17, е, ж). Степень выраженности и размеры (от микро- до 2-3 м и больше) различные, а начало образования нередко относится к самым ранним постседиментационным фазам, т.е. происходит в раннем диагенезе и даже в сингенезе и гипергенезе (железомарганцевые или лимонитовые конкреции).

Фунтиковая, или текстура "конус в конусе" более поздняя — в основном раннекатагенётичная. Это видно из соотношения раннедиагенетического ядра конкреции или конкреционного прослоя без этой текстуры с обрамляющими сверху и снизу зонами с фунтиковой текстурой, причем эти фунтики-конусы раскрываются от центральной осевой зоны вверх и вниз (рис. 2.17, з). Текстура долго была загадочной, предлагались самые разные гипотезы, вплоть до тектонических (трещины скола под утлом 45° к направлению сжатия) и биогенных. П.В. Зарицкий (1959) и другие объяснили образование фунтиковой текстуры катагенетическим распределением вновь нарастающего конкреционного вещества, игольчатой структуры, часто отличного от состава первичной зоны (например, на сидерите — кальцитовая фунтиковая оторочка). Вещество подходит частица за частицей, диффузно и высаживается на поверхности уже существующей конкреции или иного прослоя по принципу конформной укладки, в итоге автоматически формируются конусы роста, разделяющиеся участками — антиконусами также конической формы. В генезисе текстуры остается много неясного.

Стилолитовая текстура (рис. 2.17, и) возникает еще на более позднем этапе катагенеза, на глубинах 2-3 км в карбонатных породах и на 6-7 км — в кварцевых. Это субгоризонтальные, реже косые или субвертикальные (если давление было боковым) зубчатые, сутурные контакты между плитами одной породы, соединяющимися часто неразъемно. Высота зубцов в карбонатолитах достигает 0,5-0,8 м, а в кварцитах не превосходит 1 см. Чем выше (длиннее) зубцы, тем толще слой глины, располагающийся по шву, и он иногда достигает 1-3 см в толщину. Это нерастворимый остаток, т.е. бывшая рассеянной глинистая примесь в карбонатной породе. При образовании стилолита нерастворимое глинистое вещество, в противоположность карбонатному, не могло быть вынесено. Уже из этого ясно, что механизм образования стилолитов — растворение в твердом состоянии под давлением. Это процесс медленный, протекающий, вероятно, в течение десятков миллионов лет, вплоть до позднего катагенеза, а в кварцевых песчаниках — в метагенезе. Стилолитовые швы нередко весьма сближены (на расстояние 1-2 см), что приводит к пересечению одних швов другими, вышерасположенными. Облегчает стилолитообразование трещиноватость, возникающая нередко как трещины отседания и разгрузки при подъеме территории денудации вышележащих толщ и обнажении, например на морском дне, уже твердых пород, в которых и возникают параллельно дну трещины разгрузки. При новом погружении на соответствующих глубинах (не менее 2-3 км) по этим трещинам развиваются стилолиты. Пример — стилолиты в коньякских и верхнетуронских розовых известняках на р. Бодрак в Крыму и еще более выразительно выраженные на р. Подкумок между Ессентуками и Кисловодском.

Стилолиты улучшают коллекторские свойства толщ. Одновременно по ним можно определить глубину погружения, взять концентрированную пробу глинистого вещества. Как микротекетуры, развивающиеся на контакте кварцевых и других кристаллических зерен, стилолиты широко распространены в толщах, испытавших преобразования позднего катагенеза и метагенеза, например, в шокшинских малиновых кварцитах рифея Карелии.

Текстура замещения выглядит в виде замысловатых разводов разных по цвету или оттенкам узких зон, отражающих неоднородность замещаемой породы и направление проникновения замещающего вещества, например кремнезема при окремнении известняка, что часто наблюдается в карбоне Русской платформы (рис. 2.17, к). Такие породы становятся декоративными камнями, а в научном отношении они документируют физические и химические процессы в длинной истории жизни осадочной породы в недрах и те агенты, которые были активными. Текстуры замещения образуются на разных стадиях литогенеза: в диа-, ката-, мета- и гипергенезе, и это выявляется стадиальным анализом.

Зебровая текстура, или кольца Лизеганга, близка к текстуре замещения по рисунку и способу образования, но тем не менее не являющаяся ею, так как никакого замещения при этом не происходит. Чаще всего при формировании колец Лизеганга меняется химическая форма минерала или вещества, которому предстоит быть кольцеобразующим, например при окислении железистых минералов (сидерита, пирита и т.д.), и происходит его частичное перемещение и микроконцентрация по контурам фронтов движущегося межгранулярного потока. При этом повторяется опыт Зигмонди, доказавший ритмичный механизм образования колец Лизеганга. Он брал непроявленную фотопластинку, пропитывал ее раствором двухромовокис-лого калия K2CrO4 который распределялся в межмикроглобулярном пространстве желатины пластинки (желатина — дисперсионная коллоидная фаза в дисперсионной среде — растворе K2CrO4). Затем в ее центр наносилась капля раствора азотнокислого серебра AgNОз и через некоторое время вокруг капли отлагалось черное кольцо двухромовокислого серебра, а затем через несколько секунд на некотором расстоянии от первого кольца образовалось второе, потом — третье и т.д.

Кольца исследовались под микроскопом. Оказалось, что образующийся осадок двухромовокислого серебра увлекался током растекающейся капли, его частицы увеличивались в размерах, что препятствовало их прохождению между шариками желатины. Они застревали и отлагались в виде скопления — кольца. Раствор из нанесенной капли проходил дальше, снова по пути происходило образование нерастворимого двухромовокислого серебра, частицы которого снова застревали, когда они вырастали до размера, превышающего межглобулярное пространство, и т.д. В природе чаще всего этот процесс повторяется с гелем Fe2Оз, который образуется при циркуляции поверхностной воды, насыщенной кислородом, через пористый песчаник или известняк с рассеянным в нем сидеритовым цементом. Сидерит окисляется агрессивными водами до лимонита, и хлопья последнего перемещаются током воды, пока не увеличиваются до размера пор, в которых они, застревая, отлагают кольцо. За первым следуют другие. Эти кольца повторяют форму целика между трещинами в породе (рис. 2.17, л), но нередко они образуют более живописные разводы, которые можно видеть в облицовочных полированных плитах в Главном здании МГУ на лестнице в фойе актового зала. В сущности кольца Лизеганга являются разновидностью ритмичных текстур руд и зебровых пород, классические примеры которых известны из Западной Австралии.

Сланцеватая (лучше — сланцевая) текстура, или просто сланцеватость (рис. 2.17, м), возникает в осадочных породах на стадии метагенеза (см. гл. 3) и развивается только в глинистых и алевритовых породах, которые метаморфизуются раньше песчаников и более грубых пород. На древних платформах процесс литогенеза обычно не доходит до этого, а в подвижных зонах, с высоким тепловым потоком (эвгеосинклинали и вулканические пояса) или при глубоком погружении стратисферы (до 10-15 км и больше) в миогеосинклиналях и на пассивных окраинах континентов сланцеватость в глинах развивается. Наиболее типично сланцеватость формируется при боковом давлении и складкообразовании. Происходящая при этом переориентация филлосиликатов и рост их создают все более совершенную ориентированную текстуру, нередко секущую первичную, слоистую под углом, а в замках изоклинальных складок — ортогонально. Естественно, на крыльях складок сланцеватость совпадает со слоистостью. Сланцеватость выражается макроскопически в плитчатой и листоватой отдельности, в шелковистом и слюдистом блеске плоскостей сланцеватости, а в шлифе — почти одновременным погасанием поля зрения, если и шлиф перпендикулярен сланцеватости. При изучении сланцеватых толщ надо уметь найти первичную текстуру, если даже она сохраняется в виде теней. Только по ней и можно расшифровать стратификацию толщи.

Полосчатость — подобие слоистости или даже сама слоистость, но устанавливаемая неуверенно, т.е. допускающая в конкретном случае иное толкование происхождения, например метасоматическое вблизи магматического штока, соляного диапира и т.д. Полосчатостью следует называть и явно неслоистую текстуру, секущую ее, появляющуюся на разных стадиях, но чаще всего при выветривании, гидротермальной переработке или более глубинном преобразовании в стадию метагенеза и метаморфизма. Но надо избегать называть полосчатостью ясно выраженную слоистость. Даже в метаморфических породах (Савельев, 1977) с явными реликтами первичной, слоистой, текстуры, например в рифейских саткинских магнезитах и бакальских сидеритах Башкирии, следует говорить о "ясно сохраняющейся слоистости" или "неясно проявляющейся слоистости".

Плойчатость — мелкая складчатость в метаморфизованных сланцевых или метапесчаных и других породах, возникающая при тектонических подвижках (например, вблизи надвигов и других разломов) или при пластичном течении вещества на больших глубинах, сходная с под-водно-оползневой складчатостью, но отличающаяся наличием признаков деформации твердых пород (зеркала скольжения, разрывы компетентных слоев, милонитизация и др.). Плойчатость образуется и в неме-таморфизованных осадочных породах, сохранивших пластичность, но и испытывающих при разрывных или складчатых деформациях послойные скольжения или изгибающихся по секущим разрывам. Вероятно, и неясные по генезису мелкоскладчатые деформации лучше называть плойчатостью и подробно их документировать.

Кливаж — свойство породы раскалываться на тонкие пластины, обычно совпадающие со сланцеватостью, но нередко развивается и независимо от нее как кливаж разрыва или кливаж течения. Чаще всего он образуется при динамометаморфизме, без существенного участия повышенной температуры, но возникает и при действии обоих термодинамических факторов. По кливажу можно определить нормальное и опрокинутое залегание (Справочник по литологии, 1983, с. 68, рис. 5.20).

2.7.2.4. Текстуры поверхностей слоев — важнейшие генетические и фациальные признаки, которые удобнее и рациональнее рассмотреть по их приуроченности к кровле и подошве пластов — знаконосителей. Хотя они несут некоторые общие текстурные знаки, но большинство знаков резко различно. В подавляющем числе случаев эти различия определяются разными породами, вернее осадками-знаконосителями (зернистые породы) и осадками-матрицами (пелитовые породы). За этими различиями стоят разные условия и процессы, формирующие текстуры.

Рис. 2.18. Знаки ряби на кровле пластов:

а,б,в,д,е — асимметричная рябь; г,ж,з,и — симметричная рябь, или рябь колебательных движений (в заводях); а — рябь течения с элементами: длиной (Д), высотой (В) или амплитудой, с длинным (д1) или /i, и коротким (д2 или l2) склонами, или крыльями; б — эоловая; в — водно-флювиальная; г — волновая; д — почти симметричная водно-флювиальная с низким (+5) индексом; е — эоловая с высоким (+14) индексом; ж — волновая с низким (+5) индексом; з — волновая с высоким (+14) индексом; и — волновая рябь симметричная с осложняющим мелким гребнем во впадине (из Ф.Дж. Петтиджона, 1981); а-з — из "Справочника по литологии" (1983). Высота ряби В на рис. а не показана.

Текстурные знаки кровли и эпиглифы более известны (рис. 2.18) и шире распространены, особенно рябь, или знаки ряби. Обычно их делят на симметричные и асимметричные, хотя деление довольно условно и неравноценно. Симметричная рябь (рис. 2.18, г-н) распространена мало. Она образуется колебательными, волновыми движениями воды, которые обычно имеют одно преимущественное смещение энергии, и в этом направлении рябь скашивается: ее склон становится круче и короче. Поэтому один генетический тип — волновая рябь — представлен как симметричной, так и асимметричной рябью. Последняя весьма сходна с мелкой рябью течения (рис. 2.18, а-в). Можно говорить и о крупной ряби течения, генетически связанной с косой слоистостью крупного размера. Вообще почти любая рябь образует и внутреннюю слоистость — волнистую, косоволнистую и косую разного размера — от сантиметровой (слоистость мелкой ряби течения) до метровой (слоистость крупной ряби течения). Наиболее полную и сжатую сводку по ряби и слоистости дали Г.Э. Рейнек и И.Б. Сингх (1981, с. 17-50).

Рябь характеризуется вертикальным индексом — отношением длины ряби к ее высоте (Д/В, рис. 2.18, а, и) и индексом симметрии (d1/d2), т.е. отношением горизонтальной проекции наветренной стороны к проекции подветренной стороны, или отношением проекций пологого и крутого склонов ряби. Рябь встречается группами, или системами, в которых гребни ряби параллельны или почти параллельны друг другу и рябь только одного типа. Рябь состоит из гребня и впадины. Гребни, определяющие тип ряби, бывают прямолинейными, волнистыми, лингоидными (прерывистыми, с загнутыми вперед, по течению, концами, и рябь напоминает барханы), фестончатыми, луноподобными и ромбоидными. Последние четыре типа — прерывистая рябь. Рябь течения состоит из косых слойков, падающих в сторону течения и называемых часто передовыми, и неясно выделяющегося подошвенного слойка, а также наслойка с наветренной стороны. Максимальная крутизна передового слойка, видимо, не больше 35°. К подошве наклон уменьшается, и косой слоек, как правило, прогнут книзу. Таково же строение и крупной ряби течения и асимметричной ряби волнения, а симметричная рябь несколько отличается: наклоны слоев в обе стороны, т.е. по склонам ряби, так что в вертикальном поперечном разрезе текстура становится шевроновой.

Длина симметричной ряби 0,9-200см, высота 0,3-23см, индекс 4-13, преимущественно 6-7. Гребни часто острые, чего не бывает в ряби течения. Обычно более крупные зерна обогащают гребни, а наиболее тонкие и тяжелые зерна — впадины. Образуется при скоростях распространения волн 9-90 см/с (см. рис. 2.10). Хотя крупная рябь развивается в более грубозернистых осадках, но она же и наиболее глубоководна: на больших глубинах открытого моря (до 100-200 м) длина волн больше, колеблющиеся частицы воды обладают большими орбитальными диаметрами, что и приводит к образованию более крупной ряби. Индекс ряби выше в тонкозернистых песках и может быть весьма высоким в зоне прибоя. Часто внутреннее строение симметричной ряби несогласно с внешней формой, что говорит о присутствии в составе гребней более древней ряби.

У асимметричной ряби волнения много общего с прямолинейной мелкой рябью течения: подветренный склон круче наветренного. Длина ряби 1,5-105 см, высота 0,3-20 см, индекс ряби S-16, преимущественно 6-8, индекс асимметрии 1,1-3,8. При достаточном материале во взвешенном состоянии асимметричная рябь волнения становится восходящей или формируется в виде синфазных слоев ряби (находящихся в одной фазе с волной), т.е. непрерывной волнистой слоистости, слойки которой подобны друг другу. Отличия асимметричной волновой ряби от ряби течения: неровная нижняя граница серии, перекрещивание передовых слойков и их выклинивание и изменчивое расположение внутренних слойков, а также часто раздваивание гребней. Есть и количественные отличия, правда неуниверсальные (Рейнек, Сингх, 1981, с. 31).

Рябь течения практически всегда асимметрична (рис. 2.18, а,в,д). Условно различается мелкая (длиной меньше 60 см, но чаще меньше 30 см, так как рябь с длиной 30-60 см редка, высота до 6 см, индекс ряби 5-10), крупная (длина больше 60 см, до 30 м, высота до 1,5 м, индекс 10-20) и гигантская (длина больше 30 м, до 1 км, высота до 15 м, индекс ряби 20-60), обычно одинокая, сложная и комбинированная. Крайний тип прерывистой ряби — ромбоидная рябь— образуется в наиболее мелководной (глубина воды 1-2 см, иногда несколько миллиметров) и высокодинамичной обстановке. Часто она осложняет морские склоны валов и отмелей и формируется на них обратным оттоком воды, что давало право некоторым геологам называть ее знаками оттока. Длина ромбов до 1 м, а высота всего несколько миллиметров (до 1-2 см). При сверхкритических скоростях течения или близких к ним формируются антидюны (см. рис. 2.10), названные так потому, что благодаря преддюнному завихрению (снизу вверх и против потока) откладываются косые слойки, наклоненные вверх по течению. Дюны в условиях бурного течения находятся в одной фазе с поверхностной волной потока, обычно симметричны, невысоки (от 1 мм до 45 см), с длиной от 1 см до 6 м, с пологими склонами и гребнями, весьма нестабильны, передвигаются вверх по течению и разрушаются, реже — вниз или остаются на месте, недолговечны, находятся в условиях постоянной седиментации и переформиорвания, Существует продольная (течению) и эрозионная (поперечная и продольная течению) рябь.

Ветровая рябь имеет большой индекс (30-70), редко снижающийся до 10-15 (в плохосортированных песках), длину 6-15 см, иногда от 2,5 до 25 см, высоту обычно 0,5-1 см. Индекс ряби связан прямой зависимостью со скоростью ветра и обратной — с размером зерен, а степень асимметрии, которая выше водной ряби, прямо зависит от размера зерен и обратно от скорости ветра. Ветер не создает эрозионную и восходящую рябь. По размеру зерен эоловая рябь грубее перевеваемых песков, особенно это относится к гранулярной, т.е. гравийной ряби (длина 25-230 см, высота 2,5-13 см, индекс 15-20). Последняя наиболее крупнозерниста у гребня, где обнаруживается косая слоистость (передовые слои), тогда как обычно у эоловой ряби внутренней текстуры не видно. Скопление гравия и крупного песка на гребнях в основном остаточное, возникающее за счет выдувания более тонкого материала. В Ливийской пустыне встречена гранулярная рябь длиной волны до 20 м и высотой более 60 см. В плане гранулярная рябь менее правильная, чем обычная эоловая (в песках), становится фестончатой или распадается на барханчики. Развивается чаще в областях, подверженных ветровой эрозии (дефляции).

Рябь практически не образуется на илистом дне, хотя изредка ее можно встретить и в глинах: она здесь, вероятно, эрозионная.

Рябь позволяет определить эоловые, речные и морские обстановки. В морях она сосредоточена преимущественно в мелководной зоне, хотя рябь течения встречается и на дне океана. В речных отложениях широко распространена рябь течения, часто восходящая, и редко встречается рябь волнения, ромбоидальная и антидюны. Так же богат спектр ряби и в приливной (часто со срезанными гребнями) и волновой зонах, только здесь преобладает рябь волнения. Довольно разнообразна рябь в турбидитах: течениевая мелкая, восходящая, антидюны.

Трещины усыхания — свидетельство осушения, хотя встречаются и под водой, — как трещины синерезиса, отличающиеся от субаэральных неполным развитием, меньшими размерами и нечеткой V-образной формой. При осушении трещины V-образные, реже с параллельными стенками, шириной от 1-2 мм до нескольких сантиметров, глубиной до десятков сантиметров, реже до метров. Полигоны в диаметре от 0,5-1 м до нескольких сантиметров, причем в крупные часто вписано несколько систем более мелких полигонов. Трещины заполнены щебенкой собственных стенок или вышенаслоенным осадком. При подсыхании отделяется плоская глинистая или карбонатная щебенка, которая может окататься и захорониться. Нередко сочетаются с отпечатками ног птиц и позвоночных, а также с ходами моллюсков, крабов, червей и других беспозвоночных, обильных в приливной зоне.

Мерзлотные клинья, или морозобойные трещины — V-образные, глубиной, шириной и длиной до нескольких метров, заполненные последующим осадком, часто с оттесненными сюда гальками, особенно характерные для высоких холодных широт (Ершов, и др., 1987; Данилов, 1978; и др.).

Отпечатки (глиптоморфозы) кристаллов льда, солей размером до 3-5 см обычно представлены псевдоморфозами илистого осадка по кубам каменной соли, тонким пластинкам и иголкам льда, кристаллам гипса и т.д. Могут сохраниться в ископаемом состоянии отпечатки ледяных цветов и даже оттиски кристаллов снега. Кристаллы солей и льда образуются и в подводных условиях. Наличие соли, естественно, свидетельствует об аридном седиментогенезе, а льда — о холодном климате. К глиптоморфозам можно отнести и крупные (до 1 м) кристаллы икаита (по заливу Ика в Гренландии) СаСОзх6Н2О, кристаллизующегося при почти нулевых температурах и легко замещающегося кальцитом или другими карбонатами, вокруг которых нередко образуются обычные карбонатные конкреции. Такие образования известны как генойши, глендониты, например в тиллитах перми Австралии. Эти загадочные образования объяснили английский литолог Д. Шерман и др.

Отпечатки капель дождя и града — групповые углубления на песчаной или илистой поверхности, поэтому они могут быть как на кровле пластов, например на знаках ряби, так и на подошве, но уже как слепки с углублений на илистом дне. Размер от 0,5 до 2-3 см, а слепки падения града — до 5 см. Форма изометричная, округлая, с ровными или рваными (у града) краями, с возвышающимся бортиком — кольцом. Если капли дождя падают под косым углом, углубление эллипсоидальное. Как ни парадоксально, следы капель дождя сохраняются не в дождливых странах (сильный дождь их смывает), а там, где они редки и не сильны — в засушливых. Углубления капель воды воспроизведены экспериментально.

Следы струй и стекания — разветвленная, как крона дерева, система мелких (миллиметры и сантиметры) углублений на поверхности песчаного осадка, морфологически весьма разнообразных (Рейнек, Сингх, 1981, с. 55-65)! В береговой прибойной зоне развиты следы прибоя — гребешки песка при откате волны, следы пены, очень часто отпечатывающейся, пузырчатый песок (за счет захвата воздуха), первичная линейность (бороздки в несколько зерен), рябь прилипания (антирябь) и др. — широко распространены в литоральной зоне у уреза воды и позволяют точно определять береговую линию.

Следы волочения — борозды прямолинейные, оставляемые пустыми раковинами или другими предметами, переносимыми волнением и течениями у дна, на котором они оставляли специфический след. Иногда по такому следу определяется род организма, например, по W-образному следу — аммонит с соответствующим килем раковины.

Следы ползания и лежания разнообразны и весьма информативны, так как они, в отличие от раковин, всегда автохтонны и первичны. Они оставляются моллюсками, членистоногими, червями, морскими звездами и другими животными. Лучшими специалистами по следам являются западногерманский профессор А. Зейлахер (Seilacher, 1980,1964 а, б, 1967,1970), а в СССР — Р.Ф. Геккер, О.С. Вялов (1961) и Б.Т. Янин (1983).

Следы зарывания и сверления наиболее широко распространены в приливной зоне и представляют собой вертикальные трубки, часто U-об-разные (вход и выход — у крабов и др.). На поверхности осадка образуются холмы, конусы — вулканчики или воронки, иногда отверстия окружены шариками песка — копролитами.

Сверления совершают моллюски, мшанки, ежи, водоросли и другие беспозвоночные. Они сверлят твердое дно — элювиальные панцири, гальки, раковины, куски дерева. Часто сверление совершается на протяжении всей жизни особи, которая, вырастая, остается замурованной в расширяющейся вглубь норке. Сверления и вертикальные зарывания свидетельствуют о мелководной и приливной зонах, а более горизонтальные зарывания — об относительно глубоководной.

Следы размыва и элювиирования разнообразны и важны, на них давно геология основывала важные выводы о стратиграфическом расчленении отложений и естественной периодизации развития региона и отдельных его частей. Размыв на суше выражен не только перерывом и уничтожением части разреза, неровной границей, но и значительным воздействием на сохраняющиеся породы агентов внешней среды — их твердением, химическими и минеральными преобразованиями, часто расчленением на блоки и щебень, т.е. разнообразным элювиированием, тип, глубина которого, а также мощность зоны изменения свидетельствуют о длительности экспонирования и перерыва. Сама поверхность перерыва неровная, неровности часто сглажены. Следы размыва и выветривания наблюдаются значительно чаще, чем принято считать, так как перерывы бывают и внутриформационными, например между элементарными циклитами и мезоциклитами, а также и внутрициклитовыми. При этом длительность перерыва и размыва часто превосходит время осадконакопления.

Механические, биологические и физические следы на кровле в дейстг вительности более разнообразные, чем перечислено, и они требуют дальнейшего изучения.

Текстурные знаки подошвы, или гипоглифы, распространены не менее широко и имеют практически такое же научное значение, как и эк-зоглифы. Чаще всего это знаки-слепки, т.е. рельефные, выпуклые валики или бугорки на подошве зернистых, обычно песчаных пород — знако-носителей, образующиеся заполнением углублений илистого, реже зернистого (песчаного) дна. В соответствии с доминированием двух способов образования углублений — механического и биологического — различают механоглифы и биоглифы. К первым примыкают знаки внедрения, формирующиеся после отложения слоя-знаконосителя.

Механические знаки, или механоглифы, весьма разнообразны, а важнейшие из них представлены слепками борозд размыва, царапин, волочения, ямок падения, ряби и знаками внедрения.

Язычковые валики (рис. 2.19, а-д) — слепки борозд размыва струями придонных течений — вероятно, самые распространенные подошвенные знаки. Для их образования необходимы условия: 1) илистое дно, способное пластично принять возникающее движение у дна, отразить его изменением своей поверхности и сохранить на какое-то время эту "память", прежде чем она будет запечатана осадком, способным слепить эту поверхность как отпечаток; для этого илистое дно должно "знать меру": оно не должно быть слишком текучим, иначе возникающие углубления быстро заплывут, и очень твердым, ибо на нем довольно слабое течение не в силах прорыть овражки (это "знание" меры илистым дном); таким образом, требуется перерыв в осадконакоплении, измеряемый годами для карбонатных осадков и многими десятилетиями — для глинистых; 2) умеренное по силе или скорости течение, способное прорыть в илистом дне овражки, которые, как всякие рытвины, растут своими вершинами вверх, т.е. против порождающего их течения; но это течение не должно быть настолько сильным, чтобы смыть весь илистый осадок ("знание" меры течением); 3) наличие зернистого материала — песка — для заполнения рытвинок и тем самым для образования их слепков; этот материал обычно приносит то же самое течение, которое размывает дно в виде параллельных рытвинок; так что размыв и заполнение часто идут почти одновременно. Лучшим механизмом образования язычковых валиков — взвешенные у дна турбидитные потоки на среднем отрезке их пути.

Валики своими острыми концами направлены против течения, что дает возможность восстановить направление течения, палеогеографическую обстановку, положение области сноса обломочного материала.

Рис. 2.19. Подошвенные рельефные знаки механического (а-и) и биологического (к-м) происхождения:

о-в — последовательные стадии образования язычковых валиков-слепков борозд размыва струями течений (их направление показано стрелками): размыв ровного полусвязного илистого дна (а), засыпание борозд размыва — овражков песком, приносимым этим течением (б), и дальнейшее развитие процесса (в), когда размываются и песчаные выполнения борозд и желобков; г — язычковые валики в поперечном вертикальном разрезе и в плане; д — те же валики, осложненные внедрением песчаных валиков в илистое дно, и выжимание клиновидных глинистых клиньев вверх, в песчаный слой с тенденцией расчленения его на будины; е — валики обоюдоострые; ж — шевроновый валик — слепок следа волочения предмета по дну; з — колобки — оторвавшиеся от пласта и утонувшие в жидком иле песчаные выполнения борозд размыва типа рис. "д"; и — округлый одиночный валик с кольцевым углублением (профиль и план) — след падения предмета; к — следы пребывания на дне животных неизвестного класса (1), медузы (2) и морской звезды (3); л — след ползания гастроподы и червя; м — палеодикцион (вертикальный разрез пласта песчаника и план) - след илоеда

Обоюдоострые валики — слепки царапин на илистом дне твердыми предметами: раковинами, обломками древесины, литокластами, гальками, телами рыб и других животных, кусками льда и т.д. (рис, 2.19, е). Размер и форма следа определяются этими предметами и часто весьма характерны, что позволяет определять даже род организма. Вместе с тем они свидетельствуют и о гидродинамике у дна.

Шевроновые валики состоят из центрального осевого и косо подходящих к нему оперяющих валиков. Острый угол между ними показывает направление волочения твердых предметов по илистому дну придонными течениями (рис. 2.19, ж). К этим слепкам примыкают сходные сложные и более короткие валики — следы косого к дну падения предметов, а также серии более изометричных бугров — слепков углублений от падающего предмета, испытывавшего прыжки при рикошетном отскакивании и несколько приземлений. Одиночные бугры разных размеров чаще всего оставляют сидящие, лежащие, отдыхающие животные на дне морей и илистых осушках побережий и озер.

Рябь на подошве редка, так как на илистом дне она почти никогда не встречается. Но когда рябь кровли лишь чуть присыпана глинистым или известковым осадком, то осадок повторяет эту рябь, и поэтому новый песчаный нанос отпечатывает своей подошвой такую рябь. Она бывает симметричной и асимметричной, рябью волнения и рябью течения.

Знаки внедрения (рис. 2.19, д, з) образуются при выжимании пластичной глины под массой вышенаслоенного песка, продавливающего илистый осадок в желобах, где слой песка хоть немного, но толще. Неровности рельефа подошвы медленно или быстро усиливаются, диапир (клин) глины поднимается все выше и нередко полностью разрывает песчаный слой, превращая его в сингенетичные будины. Седиментологически неграмотные геологи принимают их за тектонические, хотя нет зеркал скольжения и других признаков деформации в твердом состоянии. Отличить знаки внедрения на ранней стадии можно по нависанию песчаных валов над глинистым диапиром, если пласт перевернуть подошвой вверх, так как почти всегда при внедрении глинистого пластичного диапира в рыхлый песок происходит смещение песчаного слоя по глинистой смазке вниз по уклону дна. При большей пластичности глины песчаные валики нередко отрываются, закручиваются и тонут в глине, как гальки-рулеты (рис. 2.19, з).

Наряду с глинистыми развиваются и песчаные нептунические дайки, выжимающиеся как плывуны.

Биологические знаки, или биоглифы, разнообразны, многочисленны и часто сходны с биоглифами на кровле песчаных слоев (рис. 2.19, к-м): извилистые валики диаметром от 3-4 мм до 5-10 см, оставляемые двустворками, гастроподами, червями и другими беспозвоночными; бугры — входы и выходы зарывающихся крабов, раков, креветок, двустворок и других, а также одиночные бугры — следы лежания, отдыха и падения трупов, размером от 3-5 мм до 20-30 см и больше, нередко характерные по форме — пятиконечные звезды и др.; слепки ног птиц, рептилий, млекопитающих и других животных. В музее Берлинского университета хранится плита пермского песчаника с трещинами высыхания и слепками ног парейозавров, а во Львовском университете — отпечатки парнокопытных и других животных кайнозоя. Нередки слепки лап и хвоста крокодилов и других пресмыкающихся, а в четвертичном периоде к ним прибавляются слепки ног медведей, мамонтов и людей.

2.7.3. Укладка

Укладка — сторона строения породы, определяемая степенью сближенности зерен друг к другу или их сгруженностью. Она определяет прочность, пористость и проницаемость породы. М.К. Калинко (1958), приводя подсчеты М.Ф. Мирчинка (1946) и Г. Хердана (1953), различающих шесть способов укладки в зависимости от взаимного расположения центров равновеликих шаров, отмечает вслед за ними наименее плотную укладку, когда центры шаров располагаются в вершинах куба, и наиболее плотную, когда центры шаров располагаются в вершинах ромбоэдра (рис. 2.20, а, б). В первом случае объем элементарной поры составляет 3,81 R3, а во втором — 1,47 R3 (R — радиус шара). Способ укладки определяется режимом накопления осадка: при мгновенном накоплении переносимого материала укладка наименее плотная (пролювий, турбидиты, туфы), а при длительном переотложении и колебательных движениях (волнение, эоловый перенос) — наиболее плотная. Укладка меняется в постседиментационные стадии жизни осадка и породы: она, как правило, становится более плотной.

Рис. 2.20. Укладка зерен:

а — шесть возможных типов укладки зерен (по Л.К. Гратону и Х.Дж. Фрейзеру, из Ф.Дж. Петтиджона, 1981): 1 — наиболее "открытая", или кубическая укладка; 2—5 — промежуточные типы; б — наиболее "плотная", или ромбоэдрическая; б — крайние значения укладки (по М.К. Калинко): 1 — кубическая и 2 — ромбоэдрическая; в — черепитчатая укладка галек в водном потоке (стрелка — направление течения)

Если отвлечься от заполнителя и цемента, то можно увидеть различную укладку галек в конгломератах. Гальки могут быть сильно сгружены при плотном расположении, по кубическому типу, и в разной степени слабо, рыхло сгружены, когда они отдалены друг от друга и не опираются друг на друга. Признаками слабой сгруженности являются также вертикальное и иное неустойчивое их расположение, без опоры на другие обломки (в селях, пролювии, грубых турбидитах), и наличие рыхлых, нетранспортабельных галек и щебенки. Это сразу исключает перенос в виде перекатывания по дну, свойственный горному аллювию. В последнем, а также в волноприбойной зоне гальки, особенно уплощенные, располагаются черепитчато, т.е. лежат друг на друге с некоторым перекрытием и общим наклоном против течения, как наиболее устойчивым (рис. 2.20, в): вода по ним скользит без торможения, а восстающие против течения гальки будут им перевернуты и займут наиболее устойчивое, наклонное против течения, положение.

При раннем и неполном заполнении пор гидрохимическим цементом, например контактового или пленочного типов (см. 2.7.1), рыхлая укладка сохраняется долго, и порода остается весьма пористой. При полном заполнении пор той же породы мы будем иметь совершенно иной тип строения (он отличается только укладкой), хотя все особенности структуры и текстуры одинаковы. Это показывает, что укладка не сводится ни к структуре, ни к текстуре, а является самостоятельной стороной строения, определяемой как расположением, точнее взаимоудалением зерен, так и количеством материала в единице объема породы.

О статье:

Глава 2 из учебника "Литология" (цитируется по изданию: Фролов В.Т. Литология. Кн.1: Учебное пособие. — M.: Изд-во МГУ, 1992. — 336 с.)

Lithology.Ru - Литология.РФ : Литология академическая, прикладная и прочая

Вход для пользователей

Навигация

Определение, состав и строение осадочных пород