Лекции
advertisement
Рабочая программа учебной дисциплины Ф ТПУ 7.1-21/01 ЛИТОЛОГИЯ Составитель курса доцент кафедры геологии и разведки полезных ископаемых Столбова Неля Федоровна Содержание курса: Введение Анализ особенностей формирования пород в литогенезе Анализ диагенеза Особенности формирования и преобразования хемогенно - органогенных пород Особенносит формирования и преобразования экзогенных обломочных пород нормально-осадочного происхождения Вулканогенно-обломочные породы Глинистые породы Методика литогенетического анализа Литература ВВЕДЕНИЕ Бурное развитие литологических знаний в последние десятилетия в связи с освоением нефтегазоносных осадочных бассейнов, морских и океанических осадков и рудных осадочно-метаморфогенных месторождений предоставило богатейший материал для литогенетического анализа. Систематизация материала в соответствии со структурными уровнями организации осадочного вещества: породным, породно-слоевым, породно-бассейновым выявила необходимость и многоуровневого литогенетического анализа. К сожалению, он недостаточно разработан и отображен в учебно-методической литературе. Данный практикум ориентирован на освоение литогенетического анализа осадочных пород в соответствии с их первым - породным уровнем - организации вещества, как лежащим в основе всех последующих. Не решая все проблемы литогенетического анализа первого уровня, он призван решить следующие задачи: - дать будущим специалистам систему знаний, необходимую для литогенетического анализа и построения литологических моделей; - дать представление о стадии наложенного эпигенеза и признаках ее проявления; - дать современную информацию о генезисе хемогенно-органогенных пород ;истематизированную по этапам и стадиям их формирования; дать пример литогенетического анализа. При выработке системного подхода в анализе литологического материала большую роль сыграли циклы лекций М.С. Дюфура, доцента ЛГУ, Ю.П. Казанского, профессора НГУ, В.Г. Кузнецова, профессора ГАНГ им. И.М.Губкина, прочитанные в ТПУ, а также методологические конференции и семинары (Новосибирск 1985, 1986, Томск, 1989). При разработке практикума по литогенетическому анализу большую моральную поддержку и конкретную помощь в научной редакции методического материала оказал профессор МГРИ С.В. Тихомиров. В таблицы, а также в схемы формирования хемогенноорганогенных пород ряд существенных замечаний внесли: доцент МГУ Е.Е. Карнюшина, профессор ГАНГ им. И.М. Губкина В.Г. Кузнецов, доцент В.В. Хахлов. Большая часть их замечаний учтена в окончательной редакции методического пособия. Всем коллегам, принявшим участие в обсуждении материалов пособия, авторы выражают свою признательность. Анализ особенностей формирования пород в литогенезе Общий характер литогенеза определяется динамическим и климатическим режимом региона осадконакопления и физико-химическими параметрами среды в бассейне седиментации. В соответствии с ходом процесса становления осадочных пород в литогенезе, генетический анализ предполагает выявление: - особенностей формирования осадочного материала в зоне гипергенеза; условий его переноса и накопления в седиментогенезе; - характера среды превращения осадка в осадочную породу в диагенезе. 1.1. ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА Материал для будущих осадочных пород формируется в зоне гипергенеза литосферы, в очагах вулканизма, в космосе. Его компонентный состав зависит от факторов разрушения первичных пород: механического (физического), химического, биологического, биохимического, вулканического, космического, а также многих процессов ими обусловленных. Роль тех или иных процессов определяется преобладающими факторами выветривания. Последние можно установить, ориентируясь на таблицу 1. Используя таблицы 1, 2, 3, можно восстановить некоторые особенности зоны гипергенеза: факторы выветривания, продукты и процессы разрушения исходных пород, петрографический состав питающих провинций и их климат. Таблица 1 Факторы и процессы формирования компонентов осадочных пород Преобладающие факторы выветривания Обломочный материал Механические разной степени (физические) дисперсности Компонентный состав пород Аутигенные минералы разной степени кристалличности Фауна и флора, разной степени преобразованности, продукты их жизнедеятельности Химические Биохимические Биохимические Биологические Процессы формирования компонентов осадочных пород Расширение-сжатие Кристаллизация-таяние Ударение волн, текучей воды, капель дождя Тектоническое сдавливание, просадка, обвалы, оползни Гидратация, растворение, обменные реакции, гидролиз, реакции окислениявосстановления Разложение мягких тканей организмов и синтез керогенов Освобождение скелетных остатков и их преобразование Микробиологическая переработка Пирокластический Вулканические материал Метеоритный материал, Космические космическая пыль неорганических объектов Вулканические взрывы, газовые и жидкие эманации Широкое рассеивание пепла и космической пыли Таблица 2 Основные петрографические типы питающих провинций и их минералы-индикаторы (по М.Г. Бергеру) Петрографический Преобладающий класс Типоморфные минералытип и тип пород индикаторы Гранитоидный Кислые, средние и щелочные Кварц, калишпаты, кислые (салический) магматические и подобные им плагиоклазы, мусковит, биотит, по составу породы и связанные роговая обманка, щелочные с ними пегматиты, амфиболы и пироксены, циркон, пневматолито-гидротермальные турмалин, апатит, монацит, и контактово-метасоматические ксенотим, касситерит, топаз, образования титанит, флюорит, гранаты, диопсид Базитовый Основные и ультраосновные Основные плагиоклазы, пироксены, (мафический) магматические и подобное им оливин, хромит, шпинель, магнетит, по составу породы, связанные с титаномагнетит, ильменит, пироп и ними поздне- и другие гранаты постмагматические и контактово-метасоматические образования Метаморфический Разнообразные по составу Кварц, кианит, ставролит, кристаллические сланцы, силлиманит, андалузит, тремолит, гнейсы, амфиболиты, кварциты актинолит, глаукофан, минералы и другие породы различных зон группы эпидота, альмандин, и типов регионального и хлоритоид, корунд локального метаморфизма Осадочный Древние осадочные породы Переотложенный кварц различного состава (показательны переотложенные зерна регенерированного кварца), глауконит, кальцит, доломит, циркон, рутил, барит, анатаз и другие Примечание: породы с переходными или смешанными признаками следует считать продуктами переходного климата, не исключая и нивального, для которого также присущи признаки аридного и гумидного климата. В последующем, стоит уточнить климатические особенности, углубляя или расширяя подбор пород и их ассоциаций. 1.2. АНАЛИЗ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА Анализ особенностей седиментогенеза - это сложный процесс, оперирующий с огромным числом факторов. На сегодняшний день наиболее разработанными приемами оценки некоторых сторон седиментогенеза являются следующие: - оценка факторов переноса осадочного материала по особенностям обломков (табл. 4); анализ обстановки осадконакопления (табл. 5); анализ динамики среды седиментации (табл. 6); анализ природы ряби в бассейне седиментации (табл.7); анализ седиментационной природы песчаных пород (табл. 8). Об особенностях транспортировки материала можно судить не только по степени дисперсности и окатанности материала, но и по его сортировке. Помогает получить достаточно достоверную информацию гранулометрический анализ горных пород с использованием генетических диаграмм (10). Без гранулометрии можно лишь в целом говорить о следующем: чем более окатан и сортирован обломочный материал, тем более активной была динамика среды его переноса и (или) более длинной дистанция транспортировки. При изучении обломочного материала, как важного свидетеля седиментационного процесса следует обращать внимание не только на его структурные особенности: степень дисперсности, окатанности и сортированности, важно также обратить внимание на изменение состава обломочного материала. В процессе транспортировки разные минералы неодинаково реагируют на механическое и физическое воздействие. Особенно велика разница среди них в реакциях химического взаимодействия со средой переноса и накопления. Наименее химически устойчивы фемические минералы и сложенные ими породы. Салические минералы более устойчивы. Наиболее устойчивыми минералами являются кварц, ортоклаз, микроклин, альбит, мусковит (рис. 1.2.). Устойчивым является и обломочный материал пород, сложенных ими: гранитоидов, сиенитоидов, аплитов, пегматитов, гнейсов, кварцитов, кварцево-мусковитовых сланцев и др. Неменее устойчивы и акцессорные минералы: рутил, циркон, турмалин, апатит, сфен, гранат, шпинель. Соотношение устойчивых и неустойчивых компонентов и минералов может быть использовано как показатель интенсивности обработки материала в окружающей среде. Такой показатель в виде разных коэффициентов широко использовался сибирскими геологами А.Г. Сивовым и В.П Казариновым при палеографических построениях. Рекомендуется использование следующих коэффициентов: Рис. 1. Относительная устойчивость минералов к процессам выветривания (по Р.К. Селли) Таблица 4 Анализ факторов переноса обломочного материала Факторы Особенности обломочного переноса материала Водные потоки Широкий диапазон дисперсности и окатанности. Зависимость Хьюльстрема Воздушные потоки Скорость движения см/с, м/сут, м/с Узкий диапазон дисперсности и преимущественная сферичность. Зависимость Тулэ Ледяные потоки Широкий диапазон дисперсности, отсутствие окатанности, наличие "утюгообразности" у крупных обломков Сила тяжести Широкий диапазон дисперсности, узкий – окатанности, обилие сопровождающего алевро-пелитового материала. Дисперсность определяет осаждение в воде. Зависимость Хазена V~20 м/с Дисперсность не зависит от скорости движения V~20 м/с Дисперсность не зависит от скорости движения, но определяет градационную слоистость при осаждении Таблица 5 Анализ обстановки осадконакопления Признаки Цвет и оттенки Континентальные Обстановки Палевые, желтые, красные Морские обстановки Зеленовато-бурые, зеленые, черные Текстурные признаки: Ориентированность Беспорядочные, линейные Плоскоориентированные беспорядочность ОднородностьНеоднородные, пятнистые, Однородные, слоистые, неоднородность полосчатые, линзовидногоризонтально-слоистые, слоистые, грубо-косослоистые тонкослоистые, волнистослоистые Плотность, Пористые или с обильным Плотные или с незначительным пористость материалом, заполнившим поры количеством материала, Специфичность Размерность обломков Окатанность обломков Сортированность обломков Сортированность -пелита заполнившего поры Стилотиты, пеллеты, "конус в конус", биоглифы "Трещины усыхания", "капли дождя", "журавчики", глиптоморфозы Структурные признаки обломков: Грубообломочные, Среднеобломочные, крупнообломочные мелкообломочные Слабая Хорошая Плохая Совершенная Реликтовые, замещения, беспорядочно-ориентированные Растительные остатки, отпечатки листьев древесины -растительного Немногочисленных наземных детрита -скелетных остатков животных Состав аллотигенного материала Состав аутигенного материала Состав захороненного органического вещества Разнообразен, с участием неустойчивых компонентов Плоскоориентированные, струйчато-хлопьевидые Водорослевые узоры Многочисленных морских животных Однообразен с преобладанием устойчивых компонентов Лимонит, гётит, псиломелан, пиролюзит, гиббсит, каолинит Сидерит, лептохлорит, глауконит, манганит, родохрозит, гидрослюды, фосфатное вещество Кероген-II, гумусовое ОВ Кероген-II, сапропелевое ОВ Приложение: Породы с набором признаков континентальных и морских обстановок следует относить к переходным обстановкам формирования. Последующее прослеживание тех или иных признаков в породах уточнит генетическую интерпретацию материала. Таблица 6 Анализ динамики среды седиментации Признаки Активная динамика (выше базиса волн) Сортировка обломочного Хорошая материала Размер обломков Грубый, крупный Аутигенные минералы Заполняет промежутки между обломками Текстуры Течения, волнения, гиероглифов, Пассивная динамика (ниже базиса волн) Слабая Средний, мелкий Преобладают в породе Тонко-горизонтально и Органические остатки механоглифов, косо- и волнистослоистые текстуры Крупные, толстые, скульптурированные, обломочные, ориентированные градационно-слоистые Раковины тонкие, хорошей сохранности, без четкой ориентированности Таблица 7 Анализ природной ряби в бассейне седиментации Основные Признаки Длина волны (расстояние между гребнями) Высота волн (превышение гребешка над ложбиной) Индекс ряби Форма Ориентировка в пространстве Внутреннее строение Рябь волнений Рябь течений От 0,5 до 50 см, обычно 2- Широкие пределы от 10 см 2см до 3 м От нескольких мм до нескольких см и почти не изменяются в одной системе В пределах 5-10, в волноприбойных 5-20 Симметричная, гребни острые, округленные, углубления полого округлые, более широкие, чем гребни, хребтики субпараллельны Рябь ветровая Обычно 1-10 см От 2-3 мм до 40-50 см, Обычно несколько быстро меняется по мм, меняется по простиранию простиранию Низкий – 2-10 Высокий – больше 15, иногда до 100 Ассиметричная, Ассиметричная, с крутой склон пологим направлен по течению, наветренным хребтики склоном, хребтики прямолинейные дугообразно волнисто и изогнуты дугообразно изогнуты Обычно параллельна Хребтики Разнообразна в береговой линии перпендикулярны зависимости от направлению течения направления ветра Легкий материал Легкий материал - на На хребтиках скапливается на гребнях, гребнях, а тяжелый - в зерна крупнее, чем более тяжелый в углублениях в углублениях углублениях Таблица 8 Сравнительный анализ русловых и баровых отложений (по В.Г. Кузнецову) Признаки Русловые отложения Баровые отложения Преобладающий тип Обычно песчинки, иногда Преобладают песчаники пород замещающиеся в зависимости от потока Структура Зернистость увеличивается вниз Зернистость увеличивается по разрезу вверх по разрезу Текстура Разнообразные слоистые, в том Слоистость неправильная, числе, и косослоистые, общее нередко косая, наклоненная в Комплекс органических остатков падение слойков в направлении лагуне, присутствуют знаки течения волнений и норки роющих организмов Обломки древесины и Мелкоперетертый растительный пресноводной фауны детрит, очень мелководная морская фауна, часто перебитая до ракушки 1.3. АНАЛИЗ ДИАГЕНЕЗА Диагенез – это стадия достижения физико-химического и биохимического равновесия в новообразованном, обычно многокомпонентном осадке. Образующийся на стадии диагенеза аутигенный материал является результатом сложных процессов. Анализируя аутигенный материал, можно проследить химизм реакций в диагенезе. При этом следует пользоваться современными минералогическими справочниками и энциклопедиями, отражающими многообразие условий минералообразования. При анализе аутигенного минералообразования следует уделять внимание идиоморфизму отдельных минералов. Степень идиоморфизма минералов отражает их кристаллизационную силу и, следовательно, преобладающую роль тех или иных минералообразующих компонентов. Прослеживая степень идиоморфизма минералов, можно увидеть последовательность минералообразования и химизм диагенеза в динамике. По особенностям сочетания минералов и их структурным взаимоотношениям можно выделить их парагенетические ассоциации. Наряду с отдельными минералами, минеральные ассоциации являются надежными индикаторами некоторых параметров среды аутигенеза. По минералам и их парагенетическим ассоциациям с использованием ряда других признаков можно: 1. определить кислотно-щелочной режим диагенеза (табл. 9); 2. анализировать окислительно-восстановительный потенциал среды аутигенеза (табл. 10); 3. рассматривать режим солености в осадке (табл. 11). Таблица 9 Анализ режима кислотности-щелочности в бассейне седиментации пород Признаки Обстановка Аутигенные минералы Аллотигенный материал Типичные отложения по Нейтральная среда Щелочная среда pH=6-8 pH>8 Континентальная, Переходная, лагунная Морская, переходная, озерная океаническая Каолинит, опал, Гидрослюды, хлорит, Монтмориллонит, лимонит, гётит, кальцит, арагонит, глауконит, пирит, псиломелан, глауконит, сидерит, марказит, фосфатное пиролюзит, пирит, соли шамозит, гипс, вещество доломит, родохрозит Крупные обломки Мелкие обломки Пепловый материал Кислая среда pH<6 Кремнистые, углистые Карбонатные, сульфатные Глинистые породы, эвапориты, составу пластовые фосфориты Таблица 10 Анализ окислительно-восстановительного потенциала среды седиментации по составу аутигенных минералов Окислительная обстановка (Eh+) Лимонит Переходная обстановка (Eh+) Шамозит Гётит Сидерит Родохрозит Манганит Браунит Глауконит Гумусовое ОВ Гематит Псиломелан Пиролюзит Восстановительная обстановка (Eh-) Пирит Марказит Фосфатное вещество Сульфиды Cu, Zn и др. Сапропелевое ОВ Таблица 11 Анализ режима солености среды седиментации Признаки Пресноводная среда <10% Фауна Бедна видами, но многочисленная Минеральные образования Арагонит Нормальная, солоновато-водная среда 10-20% Разнообразна по видам, многочисленная Арагонит, кальцит, доломит, гипс, ангидрит Соленая среда >20% Бедна, встречается планктон и микроорганизмы Магнезит, галит, сильвин, карналлит Особенности формирования и преобразования хемогенно-органогенных пород Хемогенно-органогенные породы - это породы химических и биохимических процессов в литосфере. Все хемогенно-органогенные породы делятся на восемь групп по химическому и минералогическому составу: глиноземистые - аллиты, железистые - ферролиты, марганцовистые - манганолиты, кремнистые - силициты, карбонатные - известняки и доломиты, соляные - эвапориты и горючие - каустобиолиты. Условия формирования пород каждой из выделенных групп весьма специфичны и разнообразны. Неодинаковы и особенности их преобразования. В зависимости от условий формирования и преобразования пород в каждой из групп выделяются многочисленные разновидности. Ниже будет дана генетическая характеристика пород каждой группы в соответствии с этапами и стадиями их формирования. Будет рассмотрен: первичный и последующие источники вещества; мобилизация и транспортировка вещества; накопление вещества - благоприятные условия и обстановки накопления; диагенез; ката- и метагенез (стадиальный эпигенез); наложенный эпигенез. Для наглядного отображения обстановок генезиса групп пород в целом и отдельных их разновидностей прилагаются литофациальные схемы их формирования. 3.1. ГЛИНОЗЕМИСТЫЕ ПОРОДЫ Глиноземистые осадочные породы - это породы в которых содержится 50 % и более таких минералов алюминия как: каолинит, аллофан, гиббсит, бёмит, диаспор, высокоглиноземистый шамозит, давсонит и другие (табл.14). В качестве сопровождающих минералов могут быть гематит, алюмогематит, гётит, алюмогётит, корунд, шпинель, титанистые минералы, сульфидные, карбонатные, кремнистые и фосфатные минералы, а также органическое вещество. Существует множество гипотез формирования глиноземистых осадочных пород: коллоидная, химическая, латеритная, вулканогенно-осадочная, осадочно-латеритнодиагенетическая. Последняя разработана Г.И. Бушинским и взята в данном пособии за основу. Использованы материалы и ряда других исследователей [31, 35]. По происхождению среди глиноземистых пород выделяют: остаточные, переотложенные, метаморфизованные, давсонитовые (табл. 14). 3.1.1. Источник и мобилизация вещества Первичным источником глиноземистого вещества являются породы, обогащенные алюминием. Из магматических пород - это основные (обычно базальты, долериты) и щелочные разновидности, содержание в которых алюминия достигает 22%. В качестве вторичного источника алюминия служат осадочные глиноземсодержащие породы. Не исключаются в Таблица 14 Глиноземистые породы, их особенности и состав Глиноземистые породы Остаточные (элювиальные) латериты Водно-осадочные: - переотложенные - карстовые - хемогенные Особенности Содержание Минералы и их формулы пород Al% Характерны реликты Гиббсит Al2O3х3H2O 65,4 структур и Бёмит Al2O3хH2O 85,4 компонентов Диаспор Al2O3хH2O 85,4 исходных пород Брекчиевидные Каолинит Al2O3 х2SiO2х2H2O 39,5 конгломератовидные с Аллофаны оолитовыми mAl2O3*nSiO2*pH2O 23,5-41,6 бобовыми Шамозиты структурами высокоглиноземистые 27,4 Давсонитовые породы: - соленых озер - гидротермальнометасомати-ческие (низк. t) Метаморфизованные породы Al2O3*1,5SiO2*2FO*2H2O Давсонит NaAl(OH)2CO3 Ассоциации с соленоносными битуминозными породами, с туфогеновыми и углистыми породами Ассоциации с Дистен Al2O3*SiO5 метаморфическими Силлиманит Al2O3*SiO5 породами Андалузит Al2O3*SiO5 Алунит KAl3[SO4]2(OH)6 18,7 63,1 63,1 63,1 - качестве источника породы метаморфического и вулканогенно-гидротермального происхождения. Мобилизация глинозема из алюмосиликатных пород может быть вызвана разнообразными факторами. Однако, в природе преобладает процесс мобилизации Аl, который назван латеризацией горных пород. Латеризация - это процесс выветривания горных пород в тропической или субтропической климатических зонах, сопровождаемый сменой сухих и дождливых сезонов. Химизм процесса сводится к разложению алюмосиликатов и других минералов горных пород, выносу щелочей, щелочных земель и кремнекислоты, а затем к накоплению в верхней зоне коры выветривания окислов и гидроокислов алюминия, железа, титана и др. Благоприятными условиями для латеритизации являются следующие: теплый или жаркий климат, обеспечивающий значительную температуру грунтовых вод; обилие влаги, поддерживающей интенсивный гидролиз вещества и вынос щелочных земель и кремнезема; интенсивное развитие микрофлоры, уничтожающей органическое вещество и продуцирующий углекислоту; высокие содержания углекислоты в почвенном воздухе, повышающиеся рН грунтовых вод и способствующие перераспределению алюминия и железа в разрезе; широкое развитие силикофильной (извлекающей Si) растительности, способствующей выносу кремнезема; поступление влажных масс со стороны океана, насыщенных щелочами и щелочными землями, поддерживающих процесс разложения пород; медленное воздымание территории на фоне относительного тектонического покоя. В результате латеритизации образуется латеритная кора выветривания. Ее наглядное изображение с дополнениями авторов показаны на рисунке 3. Обогащенные алюминием породы латеритной коры выветривания могут быть источником материала для других глиноземистых пород. 3.1.2. Транспортировка и накопление вещества Транспортировка глинозема, освобожденного из алюмосиликатов, возможна лишь в резко кислых или резко щелочных условиях, которые встречаются в природе редко. В связи с этим глинозем обычно накапливается в месте своего первичного местонахождения, в то время как другие компоненты выносятся водными растворами. Так образуются элювиальные глиноземистые породы латериты. Обогащенные глиноземом породы могут оказаться размытыми и переотложенными временными потоками на склонах, в речных долинах, в озерах и прибрежно-морских обстановках. Так образуются водно-осадочные переотложенные бокситы. В условиях развития серных и гуминовых кислот гидроокись алюминия может образовывать устойчивые в растворе алюмо-органические коллоиды и сульфаты. В таком виде Аl может транспортироваться на далекие расстояния, к озерам и морям. Только смена физико-химических параметров растворов, в частности рН, может привести к разрушению сульфатных растворов, коагуляции коллоидов и отложению гидроокиси алюминия в виде геля и началу формирования водно-осадочных хемогенных бокситов. Накоплению глиноземистого материала способствуют следующие факторы: наличие исходных пород, обогащенных Al; - приуроченность к зонам пассатов и муссонов, где чередование засушливых обстановок, благоприятных для диспергирования пород, с влажными, обеспечивающими глубокое проникновение растворов, обусловливает мощные процессы латеритизации и соответствующего накопления глинозема; - наличие гумусовых кислот, способных выносить даже малоподвижные компоненты, такие как железо и алюминий; - наличие водных бассейнов с условиями, благоприятными для разрушения глиноземистых коллоидов. Накопление глиноземистого материала в виде давсонита происходит в озерах из щелочных, богатых СО2 и органическим веществом растворов гидрокарбонатного типа в восстановительных условиях среды. Отложение давсонита возможно также среди туфогеновых пород, подверженных циркуляции щелочных углекислых вод. Накопление глиноземистого материала может происходить и при карстообразовании. Глинозем, как малоподвижный компонент разрушаемых и растворяемых пород, накапливается в этих условиях в обломочном и цементирующем агрегате и дает начало карстовым бокситам. Накопление глиноземистого материала может происходить не только в континентальных условиях. В морских обстановках тоже возможно накопление алюминия осадочным гидротермально-метасоматическим путем. Источник вещества в этом случае эндогенный, связанный с проявлениями вулканизма и тектоники, а способ отложения - осадочный в подводных, обычно восстановительных обстановках. З.1.3. Диагенез Диагенез высокоглиноземистых осадков - это процесс разрушения его обводненных коллоидных форм, распада органоминеральных комплексов, переход из аморфных форм в криптокристаллические, а затем - в микрокристаллические. Наиболее обычен переход: гель Al2O3 гиббсит. В диагенезе формируются оолитовые структуры пород. 3.1.4. Преобразование глиноземистых пород Преобразование глиноземистых пород достаточно распространенный и многообразный процесс. Он осуществляется на стадиях ката- и метагенеза. Для него же характерны и эпигенетические наложенные процессы как гипергенного, так и эндогенного характера. Стадиальный эпигенез глиноземистых пород происходит при погружении их в обстановки повышенных температур и давлений. При этом породы подвергаются уплотнению, становятся хрупкими. Минералы глинозема из коллоидных форм переходят в минеральные и продолжают обезвоживаться и структурно перестраиваться. В разделе 2.1.3. показана зависимость преобразования глиноземистых минералов в зависимости от температуры и давления. В самом общем виде преобразования глиноземистых минералов, сопровождаемые выделением воды, можно представить в виде схемы: Глинистые минералы глиноземистых пород в стадиальном эпигенезе преобразуются в гидрослюдистые, а гидроокисные формы железа переходят в окисные. При этом на фоне однородной аморфной или криптокристаллической массы появляются обычно пятна более интенсивно раскристаллизованного материала, а также - друзовидные кристаллические агрегаты гиббсита, заполняющие трещины и поры. При относительно высоких температурах и давлениях образуются сферолитоподобные агрегаты бёмита и диаспора, а также порфиробласты корунда и шпинели. Наложенный эпигенез глиноземистых пород наиболее ярко выразился в формировании некоторых давсонитовых пород, которые образуются под действием гидрокарбонатнонатриевых подземных вод. Они насыщены углекислым газом, возникающим при разложении сопутствующего органического вещества и имеют щелочную реакцию. Формирующиеся давсонитовые породы носят все черты низкотемпературного гидротермального метасоматоза. В то же время геохимические особенности среды формирования давсонита наложенным эпигенетическим путем соответствует особенностям среды его формирования на стадии седиментогенеза в озерных обстановках. 3.2. ЖЕЛЕЗИСТЫЕ ПОРОДЫ К железистым породам относятся - породы, содержащие 50% железистых минералов. По минеральному составу среди них выделяют: окисные, карбонатные, силикатные, и фосфатные (табл. 15). В качестве ассоциирующих минералов встречаются: кальцит, глауконит, хлориты, глинистые минералы. Примесными компонентами являются аллотигенные обломки кварца, полевых шпатов и других устойчивых минералов, в том числе таких, как лейкоксен, анатаз и др. По условиям формирования железистые породы делятся на континентальные, морские и океанические. Литофацильная схема формирования железистых пород показана на рис 4. Таблица 15 Состав железистых пород Железистые породы Окисные Карбонатные Силикатные Минеральный состав Матнетит Гематит Гидрогеатит Гётит Лимонит Сидерит Анкерит Лептохлориты Тюрингит Шамозит Химический состав минералов Fe Fe2O4 Fe2O3 Fe2O3хnH2O FeOхOH FeOхOHхnH2O FeCO3 Co(Mg, Fe)(CO3)2 Fe3,5(Al, Fe)1,5[Si2,5Al1,5O10]х(OH)6хnH2O Содержание Fе в % 72,2 70,0 63-69 62,9 48,6 48,3 До 52,3 До 36,9 Fe4Al[Si3AlO10][OH]6хnH2O Сульфидные Фосфатные Пирит Марказит Гидротроилит Вивианит FeS2 FeS2 FeSхnH2O Fe3(PO4)2х8H2O 46,6 46,6 - Таблица 16 Классификация железистых пород Окисные породы Закисные породы Состав Генезис Континентальные: Лимонит-гётитгидропегматитовые, обычно натечные с реликтами исходных пород, оолиты, желваки лимонит- Цемент шамозитовый гётит-гидрогётитовые карбонатный 1. Элювиальные 1. озерно-болотные Морские: 1. прибрежно-морские Оолиты гематитовые в обломочном материале - фации открытого моря Океанические: железо-марганцевые Кристаллические сидеритовые, шамозитовые, сульфидные с глинистым, кремнистым и органическим материалом Гётит-гематитвернадитовые конкреции 3.2.1. Источники мобилизация вещества Первичным источником железа для формирования осадочных пород являются разрушаемые магматические породы ультраосновного и основного состава. Содержания в них окисного и закисного железа могут достигать 12%. В последующих геологических процессах источником железа могут быть и метаморфические, и осадочные породы, обогащенные им. Источником железа могут служить и эндогенные магматические очаги, поставляющие железо по разломам в виде пирокластического материала, лав, гидротермально- метасоматических растворов и газовых эманаций. К последним относятся известные всему миру "черные курильщики". Развитие их большей частью связано с зонами подводного вулканизма в спрединговых и рифтовых зонах Мирового океана. Изучая современные океанические осадки, Н.М. Страхов показал, что роль вулканических процессов в привносе в океан рудных элементов, в частности железа, невелика и оценивается лишь в 1-2 % [27] Мобилизация железа из изверженных пород и из пирокластического материала происходит под воздействием воды, кислорода и кислот. В окислительной среде в результате разложения алюмосиликатных и силикатных минералов образуются соли соответствующих кислот, содержащие одновалентные и двухвалентные металлы (кальций, магний, железо и др.). Эти соли переходят в раствор. Кроме того, выделяется свободный кремнезем, переходящий большей частью в состояние истинного (молекулярного) или коллоидного раствора. Наконец, в результате разложения первичных силикатов возникают новые осадочные водные силикаты (каолин и др.), водные окислы железа (гётит, лимонит и др.) и алюминия. Из-за нерастворимости эти минералы слагают остаточные продукты химического выветривания. Роль кислорода при разложении минералов, в основном сводится к процессам окисления металлов, обладающих различными степенями валентности. Из таких металлов наиболее важно железо, которое в земной коре существует в закисной (двухвалентной) и в окисной (трехвалентной) форме. В окислительных условиях железо, входящее в состав первичных минералов, как правило, в закисной форме (оливин, пироксены и др. минералы), выпадает в виде трудно растворимого гидрата окиси. Для растворения этот гидрат требует высокой концентрации кислот, которая редко достигается в условиях выветривания. Поэтому в окислительных условиях железо, как правило, не переходит в раствор, а остается на месте либо в виде водных окислов железа (минералов группы гётита), либо водных силикатов трехвалентного железа (нонтронита). Ультраосновные породы, не содержащие полевых шпатов, при химическом выветривании в окислительной обстановке дают землистые породы, состоящие в основном из водных окислов железа (гётита, лимонита и др.). Часто они содержат примесь кремнезема в виде опала или халцедона и магния в виде магнезита» Таким путем, возникают многие промышленные месторождения железных руд коры выветривания, содержащие нередко заметную примесь хрома, никеля, кобальта, марганца, т.е. элементов, входящих в качестве примеси в состав ультраосновных пород. В восстановительной среде кальций, магний и железо переходят полностью в раствор в виде солей тех или иных кислот. При наличии углекислоты эти металлы переходят в раствор в форме бикарбонатов Са(НСО3)2, Мg(НСО3)2, Fе(НСО3)2, растворимость которых в несколько десятков раз выше, чем растворимость нейтральных карбонатов. Образование бикарбонатов возможно только при избытке углекислоты. Понижение концентрации углекислоты, происходящее по тем или иным причинам, всегда вызывает распад бикарбонатов и выпадение осадка в виде нейтральных карбонатов. Мобилизация железа из минеральных форм возможна и организмами: сначала бактериями с помощью энзимов, а затем и более высокоразвитыми видами организмов. Организмы не только освобождают железо из минеральных форм, но и поглощают его в значительных количествах для протоплазмы и хлорофилла, без которых жизнь организма невозможна. 3.2.2. Транспортировка и накопление вещества Транспортировка малоподвижного элемента - железа осуществляется различными способами: в виде механической взвеси железистых пород и минералов; в виде коллоидов гидроокиси железа; в виде сульфатов и бикарбонатов закисного железа, в виде гуматов, а также сложных биохимических соединений в живых и растительных организмах. Не исключается перенос обломочного материала разрушенных ранее железистых пород. Перенос железа в виде механической взвеси значительный. Изучен он лишь в последнее время. Оказывается, что мигрирующее во взвесях железо, вовсе не является однообразным по химической форме и реакционоспособности. Во взвеси имеется значительное количество реакционно способных форм в виде Fe3+, а также в виде Fe2+ входящего в хлориты, и что, особенно важно, в сульфиды. Перенесенные во взвесях компоненты распределяются на путях миграции в водоемах по законам механической дифференциации согласно с гидродинамикой бассейна седиментации. Миграция большей части железа осуществляется в коллоидной форме. Этому способствует наиболее высокая степень его коллоидальности в ряду других петрогенных элементов (Fe>Al>P>Mg, Mn>K>Ti>Si>S>Са). Коллоидная миграция особенно характерна для континентальных районов влажного климата и кислых вод, богатых кислородом и органическим веществом. Железо в этих условиях образует гидрозоли окислов железа, стабилизированные коллоидным органическим веществом. Коллоидные частицы имеют положительный заряд и могут переноситься на большие расстояния без осаждения при условии, что концентрация электролитов низкая, а в водах отрицательно заряженные коллоиды не присутствуют в таких количествах, которые могли бы привести к соосаждению этих частиц. Миграция железа в условиях, обедненных кислородом, в частности, в грунтовых водах о низкими Eh и рН, вероятно, осуществляется в виде солей закисного железа. К ним относятся легко растворимые соединения сульфатов и бикарбонатов железа таких, например, как Fe(НСО3)2. Однако, такие соединения неустойчивы в присутствии кислорода и склонны к быстрому гидролизу и разрушению. В меньшей степени железо транспортируется в форме солей органических кислот, в адсорбированном виде на органических коллоидах или глинистых частицах. Миграция железа возможна также живыми и растительными организмами. Такая миграция позволяет перенести железо даже в весьма удаленные от береговой линии части океана. При отмирании организмов железо из сложных биохимических соединений переходит в более простые, а затем гидролизуется и коллоидизируется. По мере погружения мелкие железистые частицы укрупняются до хлопьевидных и на пути ко дну из вод сорбируют такие элементы, как Со, Ni, Cu, Pb, Zn и др. Осаждение железа происходит при изменении гидродинамических и физико-химических параметров транспортирующей среды. Взвесь железистых не реакционноспособных компонентов осаждается в зависимости от гидродинамической активности транспортирующей среды. Распространение осаждаемой взвеси тяготеет к континентальным переходным и мелководно-морским обстановкам. Осаждение коллоидных форм железа осуществляется в присутствии электролитов, роль которых часто выполняют морские и океанические воды, в которые стекают континентальные пресноводные потоки. Коллоиды коагулируют, а в присутствии органических веществ коагулируют и в виде постепенно укрупняющихся частиц осаждаются. В пресноводных озерах и болотах, в которых обычно слишком много стабилизирующих коллоидов, а концентрации электролитов низки, эффективное осаждение коллоидов осуществляется, в основном, в результате жизнедеятельности бактерий и растительности. Окисное железо в гидрозолях в этом случае восстанавливается до двухвалентного и в осадок выпадает сидерит. Важно подчеркнуть, что химически растворенные формы железа могут осаждаться в виде солей при смене физико-химических параметров окружающей среды. Однако они могут на пути к осаждению вовлекаться и в сложные соединения, в том числе и органоминеральные, как это имеет место в осадках современных вулканических эксгаляций "черных курильщиков" в Мировом океане. Рис. 5. Зависимость минеральных форм осаждаемого железа от режима Eh и pH (по Дж. Петтиджону) Форма, в которой осаждается железо, не зависит от способа переноса материала и является функцией местных условий аккумуляции. Состав осаждаемого железа зависит от рН и от окислительно-восстановительного потенциала аккумулирующей среды (рис. 5). При наиболее низком потенциале Eh образуется только сульфат железа, при несколько более высоком потенциале - стабильным является закисный карбонат. В условиях полного окисления образуются гидроокислы железа. Для кристаллизации магнетита требуется, повидимому, более низкий потенциал Eh, чем для других окислов. Железистые силикаты стабилизируются в широком интервале значений Eh. Хлориты железа возникают в нейтральной и слабо восстановительной зоне, тогда как для образования глауконита требуется слабо окислительная обстановка (рис. 5). Накопление железистых минералов происходит в континентальных, морских и океанических обстановках. На континентах концентрирование железистых минералов осуществляется в корах выветривания, преимущественно латеритового типа, в озерно-болотных условиях, а также в речных долинах и дельтах. В корах выветривания источником железа являются основные или ультраосновные магматические породы, а также обогащенные железистыми минералами осадочные, часто сульфидные и метаморфические, обычно окисные породы. Мобилизованное в процессах выветривания железо образует коллоиды, гуматы, органоминеральные комплексы, которые вместе с поверхностными водами проникают в нижние зоны кор выветривания. При смене физико-химических параметров среды происходит коагуляция и осаждение коллоидов. Накапливаясь, они образуют бурые железняки. Характерными особенностями которых являются сложные текстуры с элементами натечности, пористости, трещиноватости. Типичной особенностью их является и наличие реликтовых от исходных пород текстурно-структурных и минералогических особенностей. В озерно-болотных условиях накопление железа происходит в основном, за счет привноса его с областей выветривания грунтовыми водами. Слабая насыщенность таких вод кислородом и низкая величина рН благоприятны для переноса растворимых форм железа, таких, например, как Fe(HCO3)2. При выходе на поверхность в зонах разгрузки, в озерах или болотах, соли закисного железа оказываются неустойчивыми в присутствии кислорода и склонными к гидролизу и осаждению. Не исключен привнес железа в виде гуматов и гидрозолей окисного железа, стабилизированного органическими коллоидами или в адсорбированном органическими коллоидами виде. Извлечение железа из таких форм предполагает жизнедеятельность микроорганизмов. Характерными особенностями озерно-болотных железистых породявляются следующие: землистые, слабослоистые текстуры; пелитовые, оолитовые, желваковые структуры; уплощенный, дисковидный облик стяжений; лимонитовый состав оолитов, часто смешанный с шамозитом; наличие карбонатов в основной массе породы. Характерны для этих пород также текстуры спокойного водного бассейна: тонкая слоистость, отсутствие крупных обломков, а также детрита морской фауны и флоры. В речных долинах и дельтах накопление железа происходит преимущественно за счет взвесей и лишь частично за счет коллоидных и растворенных форм переноса железа. Особенности накопления железа в этих условиях определяются гидродинамическим режимом транспортирующей среды. Характерной особенностью железистых пород описываемых обстановок накопления является обилие и разнообразие сопровождающего обломочного материала, часто разубоживающего концентрации железа. В морских обстановках условно можно выделить две группы фаций накопления железистых пород: прибрежно-морские фации, включающие приморские лагуны, заливы, мелководный шельф, а также фации открытого, часто более глубоководного моря. Железистые породы прибрежно-морских фаций - это окисные, преимущественно гематитовые породы. Основным источником железа для их формирования являются разрушающиеся коллоиды, наименее устойчивые из транспортируемых в морской бассейн компонентов. Их разрушению способствуют электролитические свойства морской воды. Накоплению железа транспортируемого в виде взвесей способствует и более низкая гидродинамическая активность морских вод по сравнению с речными. Характерной особенностью мелководных морских железистых пород является их оолитовое строение: преимущественно окисный гематитовый состав оолитов; косослоистые текстуры; знаки ряби; связь с мелкообломочным сортированным материалом, с морскими окаменелостями; следы турбулентности (перемешивания) среды. Железистые породы фации открытого моря - это преимущественно закисные породы: сидеритовые, шамозитовые, сульфидные. Основным источником железа в них являются устойчивые коллоидные и нерастворенные формы, соли органических кислот, сложные биохимические соединения, а также адсорбированные на органических коллоидах и глинистых частицах формы железа. Характерными особенностями таких пород являются: тонкослоистые и горизонтальнослоистые текстуры; равномерная тонкая зернистость; отсутствие или слабое проявление оолитов, скелетного детрита, обломочного материала; чередование железистых компонентов с кремнистыми, глинистыми, органическими, карбонатными. Описанные особенности пород свидетельствуют о стабильной, спокойной, слабоаэрируемой обстановке осадконакопления при общем восстановительном характере окружающей среды. Чередование прослоев разного состава свидетельствует об изменениях ее физико-химических параметров. Изменения носят чисто ритмический характер, указывающий на возможную связь с сезонными изменениями в окружающей среде или ритмическим поступлением вулканических эксгаляций из вулканических аппаратов. Вероятно, в таких условиях формировались древние железистые породы джеспилиты. Отложение и накопление того или иного железистого минерала зависит не только от рН и Eh среды, но и от особенностей микрофауны и флоры, и от типа захороненного органического вещества. Так для сидеритсодержащих пород характерна стилолитовая текстура с проявлениями сапропелевого битуминозного органического вещества. Для сульфидных железистых пород характерно также чередование пирита с органическим, но углистым веществом растительного происхождения. Вероятно, именно оно служило источником серы для пирита, а возможно, оно было средой питания сульфат редуцирующих организмов, добывающих серу из сульфат-иона морской воды. Для силикатных железистых пород характерно слабое развитие органического вещества, что указывает на его разрушение в условиях, переходных от окислительных к восстановительным и наоборот. Накопление конкреционно-железистых пород происходит в зонах халистаза Мирового океана. Это зоны наиболее спокойного состояния океанических осадков. Транспортировка железа в эти зоны обусловлена, частично, биомиграцией. Отмирание живых организмов, разносящих железо в своей крови, тканях и скелетах, приводит к его накоплению даже в самых удаленных частях океанических бассейнов. Железо отмирающих организмов входит в сложные органические соединения. Их химическая эволюция в океанических водах плохо изучена. Однако известно, что сначала они образуют гелевые микросгустки и хлопья, медленно опускающиеся через толщу воды к океаническому ложу. Затем хлопья образуют сгустки, которые накапливаются в иловом материале. На крупных органических остатках часто наблюдаются корочки, налеты, натеки такого железистого материала. Концентрирование железистого материала в иловом осадке в виде железо-марганцевых конкреций происходит на стадии диагенеза, как это будет описано в разделе 3.3. 3.2.3. Диагенез Диагенез железистых пород - это сложный физико-химический и биохимический процесс. Начинается он с переработки осажденных форм железа, часто сохраняющих аморфное состояние в структурные. В диагенезе образуются кристаллические формы железа, а также оолитовые, сферолитовые и конкреционные его агрегаты. Именно в диагенезе проявляются разнообразные замещения: особенно интенсивно проявляется замещение окаменелостей сидеритом и гематитом. Этот факт свидетельствует о том, что железо, мигрируя, легко замещает карбонат кальция. Первичный кальцит, замещенный сидеритом, в свою очередь может заместиться шамозитом. Последующие процессы окисления приводят к образованию лимонита или даже магнетита и гематита. Замечено, что в целом диагенетические реакции протекают в сторону более низкого Еh. Например, сидерит замещает глауконит. Это объясняется тем, что поровые воды, в которых происходят такие реакции, характеризуются большим восстановительным потенциалом, чем воды над границей раздела "осадок-вода". Наряду с замещением в диагенезе идут сложные процессы перекристаллизации, уплотнения, цементации и обезвоживания. Все эти процессы приводят в конечном счете к превращению осадков в твердую осадочную породу. Диагенез океанических железистых осадков, сопровождаемый формированием железомарганцевых конкреций, интенсивно изучается в настоящее время. Результаты исследований и современные представления об особенностях этого процесса изложены в разделе 3.3. 3.2.4. Преобразование железистых пород Стадиальные эпигенетические преобразования железистых пород в условиях ката- и метагенетического повышения температур и давлений сопровождается последовательным переходом одних минеральных форм в другие: лимонит - гётит - гематит - магнетит. Параллельно происходит перекристаллизация и обезвоживание сопутствующих компонентов. Наложенные эпигенетические преобразования железистых пород выражаются в замещениях одних минералов другими; окисных - закисными, и наоборот. Это явление связано с изменением физико-химических параметров, в частности Еh, рН и активности химических компонентов в окружающих поровых и мигрирующих растворах. Широко известны наложенные эпигенетические железистые породы, возникшие в результате ожелезнения нижележащих карбонатных пород за счет железа из вышележащего рудного слоя (например, тульско-липецкие железистые породы, описанные Д.В. Пустоваловым). 3.3. МАРГАНЦЕВЫЕ ПОРОДЫ К марганцевым породам относятся образования, содержащие свыше 50 % минералов марганца: окисных - псиломелана, пиролюзита, манганита, браунита; силикатных родонита, спессартита и карбонатных - родохрозита и манганокальцита. Породы, содержащие < 50 % минералов марганца относят к марганцовистым породам (табл.17). В качестве второстепенных минералов в них присутствуют: глауконит, опал, халцедон, окислы и гидроокислы железа, глинистые минералы, кальцит, анкерит, сидерит. Отмечается и примесь обломочного материала. По генезису среди марганцевых пород выделяются: континентальные, морские и океанические; по минеральному составу: окисные, закисные и карбонатные (табл.18). Литофациальная схема образования марганцевых пород приведена на рис.6. Таблица 17 Химический состав и содержание марганца в минералах марганцевых пород Название минерала Псиломелан Пиролюзит Манганит Гаусманит Браунит Родонит Спессартит Манганокальцит Родохрозит Вернадит Химический состав MхMnOхMnO2хnH2O MnO2 Mn2O3хH2O Mn3O4 Mn2O3 (Fe, Ca, Mn)хSiO3 Mn3хAl2(SiO4)3 (Mn,Ca)CO3 MnCO3 MnO2хnH2O Содержание марганца в % До 65 63,2 62,5 72,5 70,5 до 35,.6 33,3 35,5 47,8 3.3.1. Источник и мобилизация вещества Первичным источником марганца являются кристаллические породы основного и ультраосновного состава, содержания Мn в которых могут достигать 0,5 %. Они могут быть и вулканическими. Мобилизация элемента из минералов кристаллических пород осуществляется в процессах их выветривания. В последующем источником элемента в осадках озер, болот, рек, морей и океанов могут быть коры выветривания и обогащенные марганцем новообразованные разнообразные породы. Источником марганца могут быть также пирокластический материал и газово-жидкие струи, поднимающиеся из вулканических аппаратов в зонах глубинных разломов, часто в подводных условиях, Мобилизация марганца из силикатных и алюмосиликатных минералов магматических пород осуществляется при их разложении химическими и биохимическими агентами выветривания. Возможность глубоких процессов разложения достигается в условиях: - расчлененного холмистого и низкогорного рельефа, а также влажного теплого климата, обеспечивающих интенсивную миграцию пресных агрессивных вод; - обилия растительности, обеспечивающей пищей микрофлору и микрофауну, играющих важную роль в формировании органических кислот; - доступ органических кислот к разлагаемым первичным минералам, к мобилизации марганца в коллоидные формы, органоминеральные комплексы и растворимые ионные соединения. Важно подчеркнуть, что в разлагаемых минералах марганец присутствует преимущественно в двухвалентной форме. В условиях выветривания, в среде, обогащенной кислородом, марганец переходит в четырехвалентную форму. Железо, также мобилизуемое в процессах выветривания из тех же пород, переходит в трехвалентное состояние. Возникающая разница в валентностях геохимически близких элементов обусловливает и их разделение в последующей их миграции. 3.3.2. Транспортировка и накопление вещества Транспортировка марганца осуществляется лишь частично во взвесях и организмами. Роль переноса марганца в виде истинных растворов и газово-эманационных струй также относительно невелика. Большая часть марганца переносится в виде коллоидных растворов, стабилизированных в том или ином виде органическими веществами. Так, для современных океанов роль эксгаляций Fe+Мn оценивается лишь в 1,5-1,7 %. Коллоидные растворы, представляют собой золи сложного состава, в которых в виде дисперсных фаз присутствуют разнообразные марганцевые и другие химические соединения. Так как коллоидные частицы разных веществ имеют различный электрический заряд не только по знаку (положительный или отрицательный), но и по своей величине, то естественно, что нейтрализация их, влекущая за собой свертывание коллоидов, осаждение коагулятов и прекращение транспортировки может наступать на разных ее ступенях. Следует подчеркнуть, что мигрирующее обычно вместе с марганцем железо, отстает в своем продвижении в окислительных условиях среды и обычно прекращает транспортировку раньше, чем марганец. Это особенно отчетливо проявляется при миграции элементов в морских обстановках. В восстановительных условиях среды пути их миграции приобретают более согласованный характер. Это наблюдается в озерно-болотных и океанических обстановках. Накопление компонентов будущих марганцевых пород в подавляющем большинстве случаев приурочено к самым низам трансгрессивно залегающих осадочных толщ. Этот факт указывает на то, что оптимальные условия для концентрирования коллоидных растворов и других форм выноса марганца существовали в моменты затухания орогенических движений и начинались при эффективном химическом и биохимическом разрушении на суше. Переносимые марганцесодержащие компоненты осаждались на путях миграции повсеместно. Однако, накопление их происходило в условиях: смены активного гидродинамического режима на пассивный; - при встрече пресных вод континента с морскими, выполняющими роль электролитов; - при встрече обогащенных кислородом континентальных вод с высоким Еh с иловыми водами, имеющими восстановительный характер и низкие значения Еh за счет разложения органического вещества и влияния микроорганизмов. Коагуляция золей марганца находится в очень тонкой функциональной зависимости от электролитического режима растворов, в частности, от концентрации реагирующих веществ и рН среды. Сложный состав марганцевых золей, их разнообразие по величине электрического заряда, влечет за собой свертывание коллоидов и осаждение коагулятов, в разное время, в разных местах, при достижении соответствующих значений рН и других параметров раствора. Очевидно, что этим обстоятельством обуславливается раздельное выпадение и накопление разных соединений как марганца, так и сопутствующих компонентов. Этим обстоятельством объясняется и различие составов морских марганцевых пород: окисных, закисных, карбонатных. Благоприятными обстановками накопления Mn являются: коры выветривания, озерноболотные обстановки, прибрежно-морские динамически активные и динамически спокойные, удаленные от береговой линии пассивные обстановки и океанические зоны халистаза. Накопление марганца в корах выветривания требует проявления ряда условий: наличие исходных пород, обогащенных марганцем; всхолмленный рельеф, теплый влажный климат; - мощные процессы выветривания не только физические, но и химические, и биохимические. В составе элювиальных марганцевых пород в корах выветривания принимают участие такие минералы марганца как: гидроокислы марганца, реже пиролюзит и манганит. Для пород характерно присутствие реликтов исходных пород, пронизанных тонкими черными прожилками и дендритами окислов марганца. Накопление марганца в озерно-болотных обстановках требует проявления следующих условий: наличия эродированной слабовсхолмленной поверхности; прохладного, влажного климата, подзолистых почв; обилия грунтовых вод; закисного режима вод в озерно-болотных водоемах; - наличие микрофлоры и микрофауны для осаждения марганца и железа. Для озерно-болотных марганцевых пород характерно наличие окисных минералов марганца и железа, их оолитовых и сгустковых форм, обилие карбонатов, глауконита, а иногда и пирита в основной массе породы. Может присутствовать мелкообломочный и глинистый материал. Накопление марганца в прибрежно-морских условиях с подвижной динамикой среды происходит в условиях: гумидного климата, интенсивного сноса марганцевого материала с континента в виде взвеси, коллоидов, ионных растворов; в водной среде с относительно высоким режимом Еh - 600мВ и рН > 8. Перечисленные условия способствуют осаждению марганца в четырехвалентной форме, в виде соединений MnO2хmMnOхnH2O, часто оолитового строения в ассоциации с обломочным терригенным материалом с остатками прибрежной морской фауны и флоры. Так образуются окисные марганцевые породы. Накопление марганца в прибрежно-морских условиях, но со спокойной динамикой среды происходит в условиях: затухающего вулканизма, приносящего пирокластику и обилие кремнистого материала; влажного климата; привноса устойчивых растворенных и коллоидных форм марганца; относительно низкого окислительно-восстановительного потенциала Еh, хотя и положительных его значений - 300мВ. Перечисленные условия способствуют осаждению марганца в виде пиролюзита, псиломелана, а также в виде манганита, браунита и гаусманита. Соотношение этих компонентов меняется в связи с колебаниями режима Еh и удаленностью от береговой линии. Так образуются закисные марганцевые породы. Для закисных марганцевых пород характерно: оолитовое строение, сопровождение кремнистыми минералами и детритом организмов, строящих кремнистый скелет (спикулы губок), примесь мелкообломочного терригенного материала и пирокластического. Характерно также значительное постседиментационное преобразование пород. Накопление марганца в морских удаленных, от береговой линии, обстановках, происходит в условиях: аридного климата, тектонически стабильного режима, повышенного количества мелкой фауны и флоры в водной среде, обилия органоминеральных коллоидов, застойного бассейна с разными, преимущественно малыми глубинами проявления, с повышенными значениями рН и пониженными, возможно, до электроотрицательных, значениями Еh. В этих условиях формируются карбонатные марганцевые породы. Они состоят из таких минералов Мn, как родохрозит и манганокальцит. Для них характерны тонкослоистые, горизонтально-слоистые текстуры, сложный кремнисто-глинисто-карбонатный состав, обилие битуминозного захороненного органического вещества, вероятно керогена типа-II иногда примесь туфового материала и сульфатных минералов, обилие элементов примесей таких, как медь, свинец, цинк, кобальт, ванадий. Как новый генетический тип, карбонатные марганцевые породы были открыты профессором Томского политехнического института К.В. Радугиным. Они были обнаружены на реке Уса в Горной Шории. С карандашом и картой в руках, имея огромные знания и результаты полевых работ, профессор подсчитал и запасы руд марганца. Они составили 100 млн тонн. Это было накануне войны. Марганец нужен был Новокузнецкому металлургическому комбинату. Но, чтобы были соблюдены формальности передачи месторождения в разработку, требовалась разведка месторождения. Спустя десять лет разведочные работы подтвердили - месторождение содержит 100 млн. тонн марганца. К.В. Радугин стал лауреатом Сталинской премии, а восхищенные геологи ЗападноСибирского геологического управления преподнесли ему памятный планшет. На нем: на одной стороне - геологическая карта В.К. Радугина с проявлениями Мn и его расчет карандашом, на другой - карта геологической разведки проявлений марганца геологами ЗСГУ и подсчет запасов, выполненный по инструкции. Планшет снабжен приполярованными пластинками марганцевых и сопровождающих пород с благодарственными надписями. Планшет хранится в музее В.А. Обручева и М.А. Усова на геологоразведочном факультете Томского политехнического университета. В честь своего учителя М.А. Усова месторождение марганца В.К. Радугин назвал "Усовским". К сожалению, в научной литературе оно часто звучит, как Усинское. Океаническое накопление марганца в составе элементов железо-марганцевой группы. К этой группе относятся восемнадцать элементов, разделенных на подгруппы: собственно железистую - Fe, Ge, V, Cr;гидролизатную - Al, Ti, Zn, Ga, Ta, Nb; халькофильную - Pb, Zn As, Cu и собственно марганцевую - Mn, Co, Ni, Mo. Известно, что все эти элементы находятся в существенно повышенных количествах в пелагических отложениях океанов. Для разъяснения механизма, который контролирует появление высоких концентраций указанных элементов в океанах Н.М. Страховым разработана концепция [27]. Суть ее заключается в том, что источником вещества для их формирования является преимущественно материал, поступающий в океанический бассейн с суши. Роль вулканических эксгаляций, рассчитанная в ходе изучения химии океана, оценивается лишь в 1,5 1,7%. Из прибрежных и шельфовых зон в пелагиаль сбрасываются массы элементов. "Сбрасывание осуществляется за счет растворов, формирующихся в той зоне океана, где биос трансформирует в ходе жизнедеятельности часть терригенных твердых фаз в растворы" [с. 131. 27]. Важным доказательством существования такого процесса является уменьшение доли кластических минералов, несущих указанные элементы, и увеличение доли гидрогенных, хемо-биогенных их форм при удалении от береговой зоны к пелагиальным. По мере удаления от берега в пелагиаль изменяется поведение элементов разных подгрупп. Элементы гидролизаты биологически неактивны. В связи с этим биос играет весьма малую роль в преобразовании их взвешенной фазы в растворимую. Накопление взвеси происходит вблизи береговых контуров океанов. Элементы собственно железной и марганцевой подгрупп, напротив, биологически активны и достаточно быстро переходят в биохимические соединения, субколлоидные и коллоидные формы. Накопление их происходит в удаленных, максимально глубоководных и спокойных обстановках, в зонах халистаза Мирового океана, Концентрирование элементов происходит при формировании Fе-Мn-конкреций седиментационно-диагенетическим путем [27]. Условия формирования конкреций предполагают ослабление гидродинамической активности вод до минимума и возможность протекания процессов окисления железа и марганца: Гидроокись железа быстро стареет, теряя воду и реакционную способность и превращается в гидрогётит и гётит, cоосаждая Ti, Zr, P, As, W, V. Гидратированная двуокись марганца, обладая амфотерными свойствами может рассматриваться как марганцеватистая кислота H2MnO3, способная образовывать соли манганиты. При последующем взаимодействии с Mn2+ образуется марганцевая соль марганцеватистой кислоты, катион которой легче окисляется, чем ион Mn2+, находящийся в растворе Такую реакцию часто называют автокаталитической. Ее роль велика и при взаимодействии с одно- и двухвалентными катионами, образующими соли: Такие соли способны образовывать Cu, Co, Zn, Ba, Ce, а также щелочные металлы, из которых наиболее известны соли калия. Хорошо также известна способность гидратированной двуокиси Mn к соосаждению таких элементов, как Mo и As. По-видимому, этим химическим механизмом, рассмотренным Н.М. Страховым [27], можно объяснить формирование Fe-Mn-конкреций и обогащенность их микроэлементами. Железо-марганцевые конкреции зон халистаза существенно отличаются от подобных конкреций морей и периферических частей океанов. Отличия состоят прежде всего в другом механизме формирования стяжений - седиментационно-диагенетическом, а не чисто диагенетическом, характерном для морских и периферийно-океанических конкреций. Отличия есть и в составе: в них меньше или почти отсутствуют элементы гидролизаты, но существенно преобладают и образуют повышенные концентрации элементы собственно-железистой и собственно-марганцевой и халькофильной групп. З.З.З. Диагенез Диагенез марганцевых пород начинается непосредственно вслед за их осаждением. Разрушающиеся коллоидные формы марганца испытывают тенденцию к формированию стяжений оолитов, конкреций. Характерна тенденция к структурированию, т.е. переходу из аморфных и колломорфных состояний в кристаллические, сначала в тонкодисперсные, а затем - в микрокристаллические. Для этой стадии характерно разрушение органоминеральных соединений, освобождение металлов из органических комплексов. Интенсивным диагенетическим преобразованиям подвергаются марганцевые породы, обогащенные кремнистым материалом и кремнистыми органическими остатками. Они в диагенезе из основных форм трансформируются в кварц, выделяя значительное количество воды и изменяя структурно-текстурные особенности пород. Своеобразен диагенез железо-марганцевых соединений, обогащенных элементамигидролизатами в морских отдаленных обстановках и в периферических частях океанов. Этот сложный, многостадийный процесс, протекающий на границе окислительновосстановительных сред в илистом осадке, носит черты чисто диагенетического процесса. Он детально охарактеризован И.И. Волковым в статье "Железо-марганцевые конкреции" [27]. 3.3.4. Преобразование пород Ката - и метагенетические, а затем и метаморфические преобразования марганцевых пород приводят к формированию гондитовых марганценосных формаций. Для них характерно наличие кварц-спессартитовых сланцев (гондитов), кварцитов, железистых кварцитов с линзами браунит-гематитовых, частично родохрозитовых и браунитовых пород. Наложенный эпигенез марганцевых пород довольно редкое явление. К нему можно отнести окисление родохрозитовых и марганцевых силикатных и метаморфических родонитовых пород. Для него характерно проявление текстур дробления, катаклаза, прожилкования и развитие аморфного, криптокрист-аллического, дендритового агрегата окислов и гидроокислов марганца по замещаемому карбонату и силикату марганца. Такое явление возможно лишь в условиях миграции флюида с резко отличными физикохимическими параметрами среды, в частности с контрастирующей величиной Еhраствора. 3.4. КРЕМНИСТЫЕ ПОРОДЫ К кремнистым породам относятся различные осадочные образования, целиком или более чем на половину сложенные кремнеземом хемогенного или хемобиогенного происхождения и скелетами кремневых организмов. Главными породообразующими минералами являются: биогенный опал (опал-А), опалкристобалит (опал-КТ), тридимит, халцедон и кварц. Второстепенные минералы могут быть представлены: карбонатами, оксидами и гидроксидами железа и марганца, глауконитом, хлоритом, сульфидами железа, а также обломочным материалом песчано-алевритовой размерности, глинистыми минералами, органическим веществом углистым и битуминозным. Породообразующие организмы кремнистых пород представлены остатками диатомовых водорослей, силикофлагеллят, радиолярий и спикул губок. Классификация кремнистых пород основана на генезисе, структуре и минеральном составе (табл. 19). Схема их формирования изображена на рис.7. 3.4.1. Источник и мобилизация кремнезема Источником SiO2 являются: суша (вынос растворенного кремнезема реками), магматические очаги и сами воды морей и океанов, содержащие огромные массы кремнезема, утратившего связь с первичными источниками. Кремнезем, необходимый для формирования кремнистых пород и выносимый с суши, образуется прежде всего при процессах химического выветривания горных пород. В результате их разложения из минералов-силикатов мобилизуются соли разных кислот, содержащие одновалентные и двухвалентные металлы (калий, натрий, кальций, железо, магний и др.). Эти соли переходят в раствор. Освобождающийся кремнезем также переходит большей частью в состояние истинного (молекулярного) или коллоидного раствора. Обычно, в первую стадию разложения силикатов и алюмосиликатов и, в частности, полевых шпатов, химическая связь между алюминием и кремнием еще сохраняется. При этом образуется каолин - водный силикат алюминия (Al2O3х2SiO2х2H2O), растворимые соли калия, натрия, кальция и выделяется избыточный кремнезем, переходящий в раствор. Во вторую стадию разложения происходит дальнейшее разрушение каолина. Он распадается на водные окислы алюминия (диаспор, бёмит или гидраргиллит), остающиеся на месте, и свободный кремнезем, переходящий в раствор по реакции: Вторая стадия разложения осуществляется в условиях жаркого и влажного климата, способствующих значительному ускорению химических реакций. В условиях умеренного климата процессы разложения силикатов останавливаются обычно на первой стадии [47]. Аналогично полевым шпатам происходит разложение других алюмосиликатов: например, нефелина? лейцита, мусковита. Выделяющийся при этом свободный кремнезем переходит в раствор. При разложении темноцветных минералов, т.е. силикатов кальция, магния и железа, происходящих по-разному в окислительной и восстановительной обстановке, кремнезем независимо от концентрации кислорода всегда полностью переходит в раствор. Затем водными потоками кремнезем переносится в моря, океаны, озера. Итак, большая часть кремнезема, необходимая для формирования кремнистых пород, образуется в современных условиях при химическом выветривании горных пород. В древние эпохи, возможно, значительная роль в мобилизации кремнезема принадлежала вулканическим извержениям. Сейчас же эта роль незначительна. 3.4.2. Транспортировка и накопление Переход кремнезема в осадок возможен и биогенным, и хемобиогенным, и химическим способами. Растворимость аморфной SiO2 при обычной температуре - 100-140 мг/л, содержание в морской воде -- 0,1-10 мг/л, а в иловой воде концентрация SiO2 повышаются в несколько раз. Однако, даже в случае высоких концентраций SiO2 не достигает ее насыщение по отношению к аморфной фазе. Одни лишь гидроокислы некоторых металлов способны соосаждать кремнезем из разбавленных растворов. При этом образуются гидроокислы силикатов, диагенетическое преобразование которых позднее приводит к освобождению и кристаллизации SiO2. Исследования показали, что до массового расцвета диатомовых водорослей (середина мезозоя), сильнейших извлекателей SiO2, содержание последнего в гидросфере было выше и, следовательно, легче создавались условия для хемогенного кремненакопления. Предполагают, что в прошлом моря имели другой химический состав вод. Большую роль, по-видимому тогда играл вулканизм, как источник поступления кремнезема и доведения его концентраций до уровня, при котором возможно было неорганическое хемогенное накопление кремнистых осадков. Обстановки выпадения кремнезема в осадок и его накопления разнообразны. Это океаны, моря, озера. В каждой из них для образования высококремнистых накоплений необходимо не только поступление больших масс кремнезема в осадок, но и малое разбавление другими веществами. Особое значение имеет разделение кремнистого и карбонатного материала. Три причины этому способствуют: климатические условия, батиметрия и подводный вулканизм. Океаны с их краевыми морями и заливами являются главной областью современного кремненакопления. Непосредственным источником SiO2 являются сами воды океана. Высоко кремнистые осадки приурочены к трем широтным поясам: южному, северному и экваториальному. Всюду здесь кремненакопление связано с зонами высокой биологической продуктивности, что обусловлено подъемом глубинных вод, богатых питательными веществами. На распределение кремнистых осадков влияет и батиметрия: выше уровня карбонатной компенсации высококремнистые осадки исчезают, уступая место известковым. Отложение кремнезема происходит в основном биогенным путем. При этом главное значение имеют диатомовые водоросли, образующие осадки во всех трех поясах. Второе место занимают радиоляриевые и радиоляриево-диатомовые илы, распространенные в основном в экваториальном поясе. Меньшее значение имеют кремнегубковые осадки, развитые локально на шельфах [30]. Среди морских кремнистых пород различаются платформенные и геосинклинальные. В платформенных бассейнах известно два главных ареала кремненакопления. В мезо-кайнозойских морях кремнистые осадки отлагались в мелководной периферической зоне, окаймлявшей низменный континент и острова. К берегу они сменялись песками, а в глубь бассейна - либо глинистыми, либо известковыми осадками. В целом кремненакопление тяготело к северным участкам морей. Происхождение кремнистых пород считается здесь биогенным, частично хемогенным, В палеозое закономерности размещения платформенных кремнистых осадков были иными. Осадки обычно были приурочены к краевым частям платформ. В геосинклиналях также известны две главные обстановки кремненакопления, соответствующие разным стадиям геосинклинального развития. Во-первых, это бассейны, для которых характерны подводные излияния основных лав. Кремнистые породы и эффузивы в таких бассейнах образуют парагенезис, известный в палеозойских и раннемезозойских геосинклиналях. Закономерности размещения здесь иные, чем современных кремнистых осадков. Они сосредоточены не в широтных поясах, а располагаются в соответствии с положением геосинклиналей, часто совпадая с меридиальными зонами (Уральская, Кордильерская, Аппалачская). Кремнистые породы представлены здесь радиоляритами, реже спонголитами, чередующимися с кремнистыми породами, не содержащими органических остатков. Формирование осадков происходило в основном в глубоководных условиях. Вулканогенный источник кремнезема играл здесь вероятно, существенную роль. Отложение кремнистых осадков происходило как биогенным, так и хемогенным путем. Во-вторых, кремнистые осадки в большом количестве накапливались в бассейнах, расположенных рядом с островными вулканическими дугами, поставлявшими много пирокластического материала. Примерами являются мезозойские и третичные отложения Тихоокеанского обрамления. Кремнистые породы здесь чаще всего представлены диатомитами и продуктами их изменения, реже - радиоляритами. Они чередуются с туфами и сами часто обогащены пирокластическим материалом. Формирование осадков осуществлялось и в шельфовых, и в батиальных условиях. Источником кремнезема служили как морская вода, так и вулканогенные продукты - гидротермы и тонкий пирокластический материал [30, 35]. Озерные кремненакопления связаны, во-первых, с пресноводными водоемами послеледникового ландшафта, во-вторых, с озерами (запрудными, кальдерными) областей активного вулканизма, и, в третьих, с солеными щелочными озерами. В первом случае формировались диатомиты, во втором и в третьем - кроме того, хемогенные кремнистые отложения. Отложение и накопление кремнистого материала сопровождается формированием седиментационных органогенных и седиментационных хемогенных пород. Их положение на фациальном профиле показано на схеме 4. Седиментационные органогенные породы образуются при обильном отмирании организмов, строящих кремнистый скелет и накоплении их остатков. Среди них широко распространены: диатомиты, радиоляриты и спонголиты. Диатомиты представляют собой породу, состоящую из остатков диатомовых водорослей (до -70-80 %), скорлупки которых сложены и сцементированы опалом. Возникают они в морских условиях за счет диатомовых водорослей, поглощающих кремнезем для своей жизнедеятельности из морской воды, и затем, после гибели, дающие органогенные осадки в виде скелетных опаловых остатков. В дальнейшем они превращаются в твердую породу - диатомит. Диатомиты могут формироваться аналогичным образом и в озерах. Радиоляриты состоят из опала, в котором рассеяны многочисленные скелетные остатки радиолярий и в которых содержится примесь органического вещества и глинистых частиц. Формируются они в результате уплотнения глубоководного радиоляриевого ила. Спонголиты - это породы, состоящие из спикул кремниевых губок, сцементированных опалом. Часто они содержат алевритовые и песчаные примеси и глауконит. В современных морских отложениях спонголиты образуются на глубинах 250-500 м. Осаждение кремнезема здесь - биогенное, сопровождаемое последующим уплотнением и преобразованием кремнистого детрита. Седиментационные хемогенные кремнистые породы образуются из вод горячих источников - гейзеров и вулканов. Последние приурочены к вулканическим областям (например, на Камчатке и Исландии). Воды горячих источников и гейзеров часто насыщены и перенасыщены кремнеземом. На большой глубине в условиях высокой температуры и повышенного давления кремнезем находится в растворе, а когда вода выбрасывается на поверхность земли, в результате изменения давления и температуры кремнезем выпадает в осадок. Таким путем образуются кремнистые натеки и корки, а также кремнистые туфы и гейзериты. 3.4.3. Постседиментационные преобразования кремнистых пород После отложения кремнистых хемогенных и биогенных продуктов начинаются их диагенетические преобразования. В начале диагенеза происходит распад кремнистых органоминеральных комплексов, коагулируют их кристаллозоли и кристаллогели. Аморфный опал начинает постепенно структурироваться. Сначала он образует хлопья, затем гпобули, а позднее - более совершенные кристаллические формы. Затем опал постепенно переходит в неупорядочный кристобалит, и значительно позднее - в халцедон. Так образуются глобулярные и микрокристаллические опал-кристобалитовые опоки и трепелы. В природе также широко распространены диагенетические кремнистые конкреции. Механизм образования кремнистых конкреций в принципе тот же, что и конкреций вообще. Источником кремнезема для них является седиментационный кремнезем и кремнезем, освобождающийся при диагенетическом минеральном преобразовании нестойких силикатов. В природе известны также кремни, имеющие явно диагенетическое происхождение, но распространенные в молодых отложениях некоторых щелочных озер вулканических областей. Механизм формирования кремней здесь иной. Воды щелочных озер богаты растворимым бикарбонатом натрия, их рН достигает 11, и они способны удерживать в растворе большое количество SiO2. Местами здесь возникают накопления содовых силикатов - магадиита и др., которые с погружением исчезают, уступая место кремнистым образованиям. При этом наблюдается постепенный переход ниже указанных минеральных образований в кремни. Образование диагенетических кремней может быть связано также с изменениями вулканических пеплов. Пеплы в диагенезе трансформируются в монтмориллонит или монтмориллонит + цеолиты. Установлено несколько стадий их преобразования. Первая стадия связана с глинизацией пепла, последующие стадии обусловлены уменьшением в породе содержания SiO2 (от 72 % до 53 %) и щелочей. Освобождающийся кремнезем отлагается либо в самом туфовом пласте, либо в соседних слоях. Свежие пеплы приурочены к верхней части разреза и ассоциируют с диатомитами, а измененные - к нижней и чередуются с порцелланитами. Последние являются более высококремнистыми породами, чем диатомиты, что связано с "добавкой" SiO2, освобождающейся при девитрификации пепла [18, 30, 34]. Катагенетические и метагенетические преобразования кремнистых пород связаны с последующим преобразованием пород, под действием увеличивающихся температур и давлений. Однако, на скорость преобразования пород влияют не только Т и Р, но и присутствующее органическое вещество. Наиболее активное влияние на преобразование пород оказывает битуминозное сапропелевое органическое вещество. Его активная трансформация, сопровождаемая выделением СО2 и углеводородов, нарушает физико-химическое равновесие между компонентами пород и способствует активной перекристаллизации пород. При этом происходит переход микрокристаллических структур в более крупнокристаллические, осуществляется трансформация таких кремнистых минералов как кристобалит - в халцедон и кварц. Органическое вещество, если оно есть в породах, становится более высокоуглеродистым, более - черным. В порах между глобулями могут накапливаться углеводороды. В условиях ката- и метагенетических преобразований формируются яшмы, лидиты, фтаниты, фтанитоиды, новакулиты. Наложенные эпигенетические преобразования пород выражаются обычно в брекчировании, порообразовании и прожилковании, сопровождаемом гранобластовым агрегатом новообразованного кварца в ассоциации с рядом других минералов и УВ. 3.5. КАРБОНАТНЫЕ ПОРОДЫ К карбонатным породам относятся породы, содержащие не менее 50 % карбонатных минералов. Главные породообразующие минералы: кальцит, доломит, арагонит, анкерит, железистомагнезиальные карбонаты. В виде примесей присутствуют: глинистые минералы, обломочные частицы, сульфиды, окислы железа и марганца, захороненное органическое вещество, битумоиды. Важнейшими породообразующими организмами карбонатных пород являются простейшие, главным образом, фораминиферы, мшанки, кораллы, криноиды, брахиоподы, моллюски, остракоды и различные известковые водоросли. Карбонатные породы делятся по составу на известняки и доломиты, а более детально - по структурным и генетическим признакам. Схема формирования известковых пород приведена на рис. 8, доломитовых пород на рис. 9. 3.5.1. Источник и мобилизация материала Источником материала для формирования карбонатных пород являются магматические, осадочные и метаморфические породы, подвергающиеся выветриванию. Химическое и биохимическое выветривание пород, содержащих Са и Мg - в присутствии вездесущей углекислоты и, особенно при ее избытке, приводит к образованию бикарбонатных соединений, в частности Са(НСО3)2. Эти соединения имеют высокую растворимость, способствующюю мобилизации кальция и магния в миграционные процессы. Другим источником вещества для формирования карбонатных пород, являются вулканические извержения, которые наряду с твердыми продуктами, выносят огромные количества газообразных и жидких веществ. В результате смешения растворенных веществ, приносимых с суши и поступающих при извержениях, а также в результате газового обмена с атмосферой создается своеобразная гидрохимическая система. Важно подчеркнуть, что катионный состав ее определяется, в основном, континентальным сносом, а анионный - вулканическими, преимущественно подводно-морскими эксгаляциями. Растворы перемещаются в пониженные участки земной коры. На континенте - это карсты, озера, а за пределами - моря и океаны. 3.5.2. Накопление карбонатных осадков Накопление карбонатного материала осуществляется хемогенным, биогенным и более сложным хемобиогенным путем. Хемогенным путем осуществляется накопление карбонатного материала при испарении вод подземных источников, насыщенных бикарбонатами, при выходе их на дневную поверхность, или при просачивании в карстовых полостях. Так образуются известковые туфы, травертины, сталактиты и сталагмиты. При широком площадном просачивании известьсодержащих вод к поверхности под действием капиллярных сил образуются каличе и древние их более плотные аналоги калькреты. Химическому осаждению известкового материала в этом случае способствует испарение вод, в районах с ограниченным выпадением осадков в условиях аридного и семиаридного климата. Подобным способом происходит и образование криптокристаллических карбонатных пород, таких как криптогенные известняки, оолитовые породы, мергели, доломитовые породы. Для криптокристаллических пород, в частности доломитовых, характерны тонкослоистые и параллельно-слоистые текстуры, трещины усыхания, водорослевые узоры, иногда комковатые, оолитовые структуры. Наличие среди примесных минералов гипса, ангидрита. Все эти признаки указывают на формирование пород в мелких соленых водоемах, со слабой динамикой среды, в условиях жаркого сухого климата. Однако, такая особенность криптокристаллических доломитовых пород, как присутствие захороненного органического вещества и повсеместные примазки битумоидов, дают возможность предполагать и широкое участие живого вещества в их формировании. При этом не исключается влияние водорослей и микроорганизмов, на процесс осаждения карбонатов, не исключается и роль биохимических реакций в их накоплении. Биогенный способ накопления карбонатов является преобладающим в настоящее время. Ведущим он был и в геологическом прошлом. Этот способ предполагает накопление карбонатов, преимущественно карбоната кальция, в скелетах организмов, а затем, после их отмирания, и в осадках. Благоприятными условиями для накопления биогенных карбонатных осадков являются: теплый семиаридный климат; - обилие питательных веществ (зоны фотосинтеза, зоны апвеллинга и срединноокеанических хребтов и прибрежные зоны морей и океанов); чистые воды; - безвредный для организмов газовый режим и ограниченное количество СО2 в воде; - слабая минерализация вод, несколько повышенная величина рН и Eh; повышенная температура вод > 25° С; давление столба воды не выше 42-47 МПа. Наиболее распространенными биогенными карбонатными породами являются: мел, ракушняковые, водорослевые, рифогенные известняки, глобигериновые илы. Кроме этих чисто биогенных пород, широко распространены разновидности, содержащие обломочный, хемогенный, хемобиогенный материал. Они накапливаются в разных фациальных обстановках - от пляжевых морских до абиссальных фаций ложа океанов. Среди них прослеживается некоторая закономерная сменяемость пород при переходе от мелководных фациальных обстановок к глубоководным (см. схему 5). В условиях прибрежно-морских фаций в зонах активной динамики водной среды накапливаются ракушняковые, обломочные, органогенно-обломочные (детритусовые) известняки. В зонах пассивной динамики водной среды в бассейнах со слабой аэрацией, обычно в условиях жаркого климата накапливаются доломиты, оолитовые, комковато-сгустковые известняки. В них определяющее влияние в накоплении карбонатного материала оказывают не столько организмы, строящие карбонатный скелет, сколько известковые водоросли и колонии микроорганизмов. В условиях шельфовых фаций накапливаются коралловые известняки, а также, сопровождающие их детритусовые, водорослевые, ракушняковые известняки. В условиях батиальных фаций накапливаются рифогенные органогенно-обломочные известняки, а также известняки фораминиферовые, и птероподовые. В условиях абиссальных фаций накапливаются фораминиферовые, кокколитовые известняки, глобигериновые илы. 3.5.3. Диагенез Диагенез карбонатных осадков - это сложное, обычно многоактивное явление. В нем можно выделить: перекристаллизацию карбонатных минералов, сопровождающюся структурными преобразованиями пород; появление новых аутигенных карбонатных минералов и их перекристаллизацию; появление новых аутигенных некарбонатных минералов (глауконита, фосфатов, гидроокисных соединений железа и др.); растворение при этом нередко неоднократно. Перекристаллизация. Первоначально осадок имеет пелитоморфную или органогенную структуру. В диагенезе седиментогенные карбонатные минералы подвергаются перекристаллизации, сопровождающейся увеличением их размеров. В первично пористых и проницаемых органогенных, обломочных и оолитовых илах возникают кальцитовые щетки и крустификационный цемент, а также регенерационные каймы вокруг скелетных остатков организмов, обломков карбонатных пород и оолитов. Особенности литификации и цементации карбонатных пород в значительной степени обусловлены обстановками седиментации. В надприливной полосе теплых морей выше обычного уровня прилива и выше зеркала грунтовых вод часто формируются пляжные пески, состоящие из арагонитовых и высокомагнезиально-кальциевых скелетных обломков и контактового, контактовопорового, порово-базального цемента, сложенного микрозернистым и пелитоморфным магнезиальным кальцитом с некоторой примесью арагонита. Цементация происходит в результате потери углекислоты морской водой, поступающей в песок заплеском волн. В приливно-отливной (литоральной) и сублиторальной зоне также происходит интенсивная литификация карбонатных осадков, которая здесь идет под влиянием периодического осушения осадков, смешения морских вод с пресными и под влиянием бактериально-водорослевой активности и биохимических процессов. Осадки здесь цементируются шестоватым высоко магнезиальным кальцитом, нередко в межзерновых пространствах возникает игольчатый арагонит и образуются корочки магнезиальнокальцитового микрита биогенного происхождения. В карбонатных осадках теплых морей установлен ряд нарастающей устойчивости карбоната кальция: высокомагнезиальный кальцит - арагонит - низкомагнезиальный (обычный) кальцит. В дальнейшем арагонит переходит в кальцит в твердой фазе (перекристаллизация), а высокомагнезиальный кальцит - в кальцит с образованием некоторого количества доломита. При погружении и перекрывании новыми порциями осадков наряду с перекристаллизацией идет доломитизация. Карбонатные осадки ложа океана (фораминиферовые илы и др.) в большинстве случаев остаются рыхлыми. Однако во многих местах глубоководного карбонатонакопления обнаружена подводная приповерхностная литификация. Литифицированные илы обнаружены на глубинах 200-300 м и содержат высокомагнезиальный кальцит и доломит. Цементация и литификация карбонатных осадков на морском дне и образование плотной известковой корки - явление закономерное и независимое от глубины. Определяется оно прежде всего замедлением или временной приостановкой осадконакопления. Параллельно идет насыщение карбонатов магнием, что при дальнейшей стабилизации минерального состава выливается в кристаллизацию доломита. Минеральная стабилизация цементированных метастабильными минералами осадков влечет их перекристаллизацию. Изменение режима ведет к перемежаемости прослоев, испытавших и неиспытавших поверхностную литификацию. Диагенетические изменения рифовых построек проявляются в цементации, сопровождающейся явлениями растворения и переотложения карбонатов, трансформацией минерального состава и сменой генераций карбонатного цемента. Цементация рифового каркаса происходит в подводных условиях и осуществляется довольно быстро. Цемент представлен игольчатым агрегатом и в меньшем количестве высокомагнезиальным кальцитом, причем арагонит кристаллизуется на поверхности кораллов, а кальцит тяготеет к остаткам водорослей. В коралловых рифах формирование твердой породы - первая стадия диагенетических превращений. Кроме того, происходит трансформация метастабильных минералов в стабильные, что ведет к частичной или полной перекристаллизации и доломитизации известняков. В рифовых постройках особенно интенсивно идут изменения под влиянием пресных вод, что выражается в полном растворении арагонитового материала, широком развитии микрозернистого кальцитового цемента и перекристаллизации коралловых скелетов. В тех случаях, когда в известняке состав поровых вод приближается к морскому степень преобразования пород резко снижается. В результате диагенетической перекристаллизации и доломитизации разрушается слоистая текстура осадочной толщи; деструктурируются и исчезают скелетные остатки; меняется микроэлементный состав цементирующих минералов. Последние могут насыщаться некоторыми элементами, входящими в кристаллическую решетку карбонатных минералов, могут и обедняться ими. В процессе диагенеза появляются новые аутигенные карбонатные минералы и происходит их перекристаллизация. Так, арагонит переходит в кальцит; выоокомагнезиальный кальцит (с МgСО3 > 8%) - в кальцит; арагонит и кальцит - в доломит. Существует несколько карбонатно-минеральных рядов преобразования: арагонит - магнезиальный кальцит (с МgСО3 от 3-8%); арагонит - низкомагнезиальный кальцит (с МgСО3 до 3 %); магнезиальный кальцит высокомагнезиальный кальцит [30, 35]. В процессе диагенеза происходит появление новых аутигенных некарбонатных минералов. Они образуют последовательные парагенетические ряды. Так, гидрослюды железа образуют "рубашки" на обломочных частицах и органических остатках, фосфаты кальция образуют выделения неправильной округлой формы, анатаз выделяется в виде мелких кристаллов, глауконит появляется в полостях скелетных остатков (камеры фораминифер, каналы иглокожих). Глауконит также образует неправильной формы зерна со следами коллоидных структур. Аутигенный пирит имеет различные формы выделения: скопления, приуроченные к остаткам организмов и растительным тканям, а также к глинистым прослоям, обогащенным органическим веществом; отдельные зерна и агрегаты, неравномерно рассеянные в карбонатной массе, а также в раковинах фораминифер и других организмов. В процессе диагенеза известны случаи растворения карбонатного материала. Об этом свидетельствуют следы выщелачивания органических остатков и оолитов, позже покрытых крустификационными щетками. По-видимому, причиной растворения карбонатного материала было понижение рН поровых вод за счет углекислоты, выделившейся в результате жизнедеятельности организмов. Все диагенетические преобразования в целом, ведут к литификации осадка, и в общем случае - к превращению его в твердую горную породу. 3.5.4. Эпигенетические преобразования пород Катагенетические и метагенетические преобразования карбонатных пород разнообразны. Среди наиболее распространенных можно выделить: перекристаллизацию карбонатных пород, стилолитизацию, доломитизацию, сульфатизацию, битуминизацию, дополнительное минералообразование. Сразу следует подчеркнуть, что наиболее интенсивные эффекты ката- и метагенетического преобразования связаны с карбонатными породами нефтегазоносных формаций и обусловлены они интенсивной флюидомиграцией в связи с эволюцией органического вещества. Перекристаллизация карбонатных пород - явление сложное. В нем задействован и биогенный, и детритусовый, и обломочный, и цементирующий материал. Наиболее активно, быстро и интенсивно преобразуется карбонатный материал, содержащий тонко рассеянное органическое вещество в органоминеральных соединениях, в кристаллоколлоидах в виде битуминозного керогена. Менее активно изменяются чистые карбонатные породы. Перекристаллизация карбонатного материала может сопровождаться увеличением зерен карбонатов. Такая перекристаллизация называется неоморфной аградацией. Перекристаллизация может сопровождаться и уменьшением зерен карбонатных минералов. Она носит название неоморфная деградация. Причины проявления двух типов перекристаллизации глубоки и недостаточно изучены. Выявление их требует наблюдений, описаний, сравнений разных типов перекристаллизации в зависимости от разных условий их проявления. Стилолитизация - явление широко распространенное в карбонатных породах, и особенно в тех, которые имеют битуминозное рассеянное органическое вещество. Стилолиты имеют разные размеры, геометрию, связь с трещиноватостью, взаимоотношения с компонентами пород - окаменелостями, оолитами и т.д. В целом происхождение стилолитов связывается с растворением пород под давлением [24, 25]. При растворении мощность карбонатных пород уменьшается на значительные величины от 5 до 40 %. Подобное растворение вызывает значительную мобилизацию поровых флюидов и существенное преобразование окружающих пород. Нами высказывается предположение о том, что стилолитизация связана с разрушением карбонатных (и не только) органоминеральных кристаллоколлоидных соединений в процессе их катагенетической и метагенетической эволюции. Доломитизация - процесс, распространенный в карбонатных породах, сформировавшихся в аридной и семиаридной обстановках. В катагенезе и метагенезе в таких породах укрупняются зерна доломита, происходит замещение им арагонитовых и кальцитовых зерен. Явления обратные доломитизации не характерны для карбонатных пород. Никогда доломит не замещается арагонитом и лишь крайне редко замещается кальцитом. Обогащенный магнием кальцит ведет к образованию обедненного магнием кальцита и никогда - наоборот. При заполнении порового пространства в ката- и метагенезе доломит всегда следует за кальцитом. Сульфатизация карбонатных пород явление достаточно широко распространенное в нефтегазовых отложениях. Проявляется сульфатизация в пятнистой минерализации карбонатных пород гипсом или ангидритом. Сульфатизированные пятна имеют своеобразное строение. Их внутренняя часть выполнена достаточно крупными зернами сульфатов, внешняя - также крупными зернами кальцита или доломита, а матрицей являются мелкозернистые битуминозные карбонатные породы. Последние обычно имеют органогенное или органогенно-обломочное происхождение. В сульфатизированных пятнах обычно наблюдаются желтоватые продукты эпибитумоидов. Их появление в пятнах перекристаллизации и сульфатизации - явление не случайное. Оно обусловлено эффектами преобразования захороненного органического вещества и мобилизацией рождающихся углеводородов во внешнюю среду. С нарушениями физико-химического равновесия в окружающей среде и связано появление новых минералов, при сохранении химизма системы в целом, В карбонатных породах, несущих ту или иную примесь минеральных обломочных, пирокластических и других компонентов при катагенетической и метагенетической перекристаллизации возможно дополнительное минералообразование: полевошпатизация, силицификация, фосфатизация и прочее. Наложенные эпигенетические преобразования карбонатных пород, сопровождаемые привносом тех или иных компонентов, чрезвычайно многообразны. Из них достаточно хорошо изучены преобразования карбонатных пород, связанные с привносом кремнезема, пятиокиси фосфора, двухвалентного железа и др. Менее изучены явления преобразования карбонатных пород, обусловленные привносом и выносом таких вездесущих компонентов как СО2, НСО3 и ряда других продуктов, в частности эволюционирующего органического вещества. В настоящее время к таким наложенным эпигенетическим преобразованиям относят: порообразование карбонатных пород, кальцитизацию, каолинизацию и окремнение, сульфатизацию и сульфидизацию трещинно-порового пространства и проявления продуктов мобилизации, миграции, окисления и биодеградации, рождающихся среди карбонатных пород эпибитумоидов. 3.6. ФОСФАТНЫЕ ПОРОДЫ Фосфатные породы - это породы содержащие более 20 % фосфатных минералов или 7,8 % Р2О5. Если в породах содержится > 50 % фосфатных минералов, т.е. > 19,5 % Р2О5, то такие породы называют - фосфориты. Породы с содержанием не менее 12 % Р2О5 относят к фосфоритовым рудам. Главные минералы фосфатных пород: коллофан - Са3(РО4)2хН2О, коллофанит Са(РО4)(ОН)p, даллит - 4Са3(РО4)2хCaCO3хН2О, апатиты с общей формулой Са5(РО4)3(ОН, F,Сl). Сопровождающие минералы: карбонаты, окислы марганца, кремнистые минералы, глинистые минералы, глауконит, пирит. Примесные компоненты: обломочный материал, в том числе пирокластический; крупный органогенный детрит, главным образом, костный, раковинный и детрит чешуи; мелкий детрит - раковины диатомей; продукты жизнедеятельности организмов - копролиты, комочки, сгустки, пеллеты; продукты разложения и полимеризации живых и растительных организмов, главным образом, сапропелевый кероген типа II и углеводороды. Элементы примеси: марганец, стронций, свинец, уран, ванадий, цезий, иттрий, а также другие редкоземельные элементы. Схема формирования фосфатных пород и фосфоритов приведена на рис 10. 3.6.1. Первичные источники мобилизация фосфора Первичным источником фосфора в литосфере считают магматические породы. Наиболее обогащенными фосфором являются щелочные габброиды-базальтоиды и лампрофиры. Содержание Р2О5 в них колеблется в пределах 0,45-2,38%, при среднем содержании 0,8%. Это на порядок выше средних концентраций Р2О5 в наиболее распространенных магматических породах и даже несколько выше средних концентраций в осадочных породах. Неудивительна в связи с этим наблюдаемая пространственная связь фосфоритов с вулканогенными базальтоидными формациями. Мобилизация фосфатного компонента из минералов первичных магматических пород происходит при гипергенном преобразовании их в условиях слабо щелочных, нейтральных и слабокислых сред (рН - 7,5-6,5). Вынос Р2О5 сопровождается формированием монтмориллонита. Акцессорный апатит по сравнению с алюмосиликатными минералами более устойчив, особенно в присутствии углекислоты. Однако при наличии гуминовых кислот и он легко растворяется. 3.6.2. Транспортировка и накопление вещества Транспортировка пятиокиси фосфора осуществляется в растворенном состоянии или в виде сложных органических комплексов. Благоприятными факторами являются пониженные значения рН и бескислородные условия транспортирующей среды. Перенос Р2О5 может быть связан с живыми организмами, т.к. без фосфора невозможно существование ни микроорганизмов, ни организмов с твердым скелетом, ни растительного вещества. Транспортировка фосфатного вещества осуществляется также в виде механических взвесей апатита и других устойчивых соединений фосфора, в виде минерала вивианита и в виде детрита растительных и животных остатков. Наименьшую роль в транспортировке фосфора играют механические взвеси. Гораздо большую значимость имеет перенос Р2О5 в растворенном состоянии и организмами. Однако абсолютная оценка различных форм переноса фосфора затруднена из-за тесной их пространственно-генетической связи. Полное насыщение вод пятиокисью фосфора в теплых водах равно 10х10-6%. В холодных водах оно увеличивается до 30х10-6% и может возрастать с уменьшением рН. В иловых водах, насыщенных органическими кислотами, возникающими при разложении биогенных остатков, оно может достигать ЗООх10-6 %. Отложение фосфатного вещества осуществляется, преимущественно, биогенным путем. Процесс этот для современных морских условий описан Г.Н. Батуриным, П.Л. Безруковым и А.В. Казаковым и назван "эффект Батурина" [2]. В соответствии с "эффектом Батурина" для накопления в осадках фосфора обязателен подток глубинных холодных морских вод в теплые слои, где протекает фотосинтез. Подток обычно осуществляется в зонах прибрежного апвеллинга, благодаря общей системе циркуляции вод в океане. Избыточный для теплых вод фосфор оказывается доступным для включения в пищевую цепь сначала микроорганизмов и фитопланктона, а затем и более высокоорганизованных животных и растений. Жестко лимитированная фосфором биологическая продуктивность, резко возрастает в условиях его дополнительного привноса. Она сопровождается и обильной биогенной седиментацией, что ведет к концентрации как фосфора, так и других компонентов органического вещества и биофильных микроэлементов. Процесс обогащения седиментационных вод фосфором возможен не только в условиях океана, но и на континенте. Разгрузка этих вод может осуществляться либо в континентальных бассейнах, образуя осадки с Р2О5, либо протекать по системе трещин и пор, обусловливая прожилково-сгустковую минерализацию в окружающих породах. Накопление фосфатного вещества может осуществляться в океанических и морских условиях, а также на континенте - в озерно-болотных, карстовых и островных обстановках. Океанический процесс наиболее мощный процесс накопления фосфатного вещества. Он осуществляется в пограничной зоне между мелководными платформенными осадками и глубоководными геосинклинальными скоплениями. Этот факт был отмечен еще в 1937 году А.В. Казаковым и наглядно представлен на рисунке (по Ф. Петтиджону, 30), отображающем геологическую модель формации Фосфория США и положение в ней огромной толщи фосфоритов (рис. 11). Рис. 11. Геологическая модель формации Фосфория Условные обозначения 1 - фосфориты 2 - кремнистые породы 3 - карбонатные породы 4 - обломочные породы Объясняя факт мощного фосфатонакопления и основываясь на результатах экспериментальных исследований по растворимости в системе СаО - Р2О5 - Н2О, А.В. Казаков выдвинул весьма популярную гипотезу хемогенного образования фосфоритов. Она предполагала возможность выделения фосфатов кальция из глубинных вод в зонах апвеллингов в результате увеличения температуры и уменьшения парциального давления СО2 при их подъеме. Гипотеза хемогенного осаждения фосфоритов основывалась на представлении о том, что морские глубинные холодные воды находятся в состоянии, близком к их насыщению. В условиях меньших давлений и больших температур у водной поверхности они становятся существенно перенасыщенными фосфором и способными его осаждать. Основным недостатком наиболее тщательных его экспериментов являлось то, что они были проведены не в морской воде. Поскольку фосфор в морской воде образует комплексные соединения и ионные пары с Мg, Nа, Са, карбонатом и бикарбонатом, а также органическими комплексами, можно было ожидать несоответствия выводов эксперимента с реальными условиями осаждения твердых фосфатов. Ожидания подтвердились, когда эксперименты с растворением и осаждением фосфора из морской воды опубликовал в 1978 году В.С. Савенко. Оказалось, что для выделения фосфатов кальция необходимы концентрации фосфора в растворе значительно выше тех, которые характерны для глубинных вод морей и океанов. И поскольку глубинные воды оказались недосыщенными фосфором даже относительно кристаллического апатита, стало ясным, что среду фосфатоосаждения следует искать не в самой морской воде, а в поровых и иловых растворах. Именно в них разложение отмерших организмов приводит к концентрации фосфора, превышающей 1000 мг/м3 воды, а также к необходимому увеличению концентрации углекислоты и повышению ее парциального давления. Позднее подтвердились факты высоких концентраций фосфора в поровых водах продуктивных зон морей и океанов, в десятки раз превышающие содержание фосфора в глубинных водах. Оказалось, что в поровых водах происходит первичное осаждение фосфатов кальция. Они разнообразны по составу, свойствам, растворимости и реакциям с окружающей средой. В природных условиях свежеосажденные фосфаты кальция с течением времени постепенно раскристаллизовываются, поглощая фтор, хлор и воду из морских иловых вод, и переходят в менее растворимые формы. Накопление фосфатного вещества в морских мелководных и заливообразных обстановках менее интенсивно, чем в океанических. Оно может быть связано либо с длительностью процесса накопления, либо с неблагоприятными факторами в биосфере, которые вызывают интенсивное вымирание фауны и флоры, содержащей в своих скелетах, чешуе и мягких тканях достаточно большое количество фосфора. Примером являются древние (кембрийские) фосфориты Алтае-Саянского региона. Накопление фосфатного вещества происходит и в лагунных и в озерно-болотных обстановках. Здесь глубоко разлагающиеся живые и растительные организмы служат поставщиками фосфатного вещества в осадок. Глинистые и торфянистые породы в такой обстановке обычно обогащены железистыми минералами, в том числе и фосфатными, в частности, вивианитом Fe3(РО4)2х8Н20. В слаболитифицированных и рыхлых осадках обломочного состава фосфатное вещество насыщает межобломочные промежутки. Примером являются песчаники с фосфатным цементом георгиевской свиты верхнеюрского возраста Западной Сибири. Накопление фосфатного вещества в условиях континентального гипергенеза пород имеет меньшее значение, по сравнению с океаническим или морским. Тем не менее, известны достаточно крупные фосфатонакопления в гипергенно измененных карбонатных и алюмосиликатных породах - Сейбинское и Белкинское месторождения Саяно-Алтайской области. Гипергенез карбонатных пород, содержащих повышенные концентрации Р2О5, приводит к выщелачиванию легкорастворимых карбонатных минералов, образованию трещин и карстовых полостей, а в итоге - к заполнению последних менее растворимыми фосфатными компонентами, их реликтами и обломками. Переотложенные фосфатные компоненты часто образуют натечные формы в трещинах, карстовых полостях, в обломочных породах. Гипергенез алюмосиликатных пород, в частности, вулканогенно-осадочных и вулканогенных базальтоидных, также приводит к накоплению фосфатного вещества в виде апатита, варисцита АlРО4х2Н2О и других алюмофосфатов. Такие скопления Р2О5 часто сопровождаются и свободным глиноземом в виде аморфного агрегата или гидраргиллита. Накопление фосфатного вещества происходит и на островах, где жизнедеятельность птиц, питающихся рыбой, дает обильную пятиокись фосфора в виде биохимических соединений. Она сразу же включается в сложный процесс взаимодействия с осадками атмосферы и литосферы, образуя геологически сложные, напоминающие часто гидротермально-метасоматические инфильтрационные фосфатные проявления. Накопление фосфатного вещества может происходить и при перемыве диагенетизируемых осадков, в которых уже образовались сгустки, стяжения, пеллеты и желваки фосфатного вещества. Этому процессу способствует повышенная их химическая и механическая устойчивость, а также динамическая активность прибрежных океанических или морских вод. Одной из важных особенностей переотложенных фосфоритов является сферичность и сглаженность фосфатных стяжений. Накопление фосфатного вещества в разных обстановках обусловило специфические петрографические особенности фосфоритов. Среди них в настоящее время выделяются (см. схему 6) пластовые или зернистые фосфориты морских и океанических обстановок; конкреционные, обломочные, землистые и ракушняковые - мелководно-лагунных и озерно-болотных обстановок, карстовые - обстановок континентального гипергенеза и островные - инфильтрационные фосфориты. 3.6.3. Диагенез Диагенез осадков, содержащих пятиокись фосфора, протекает преимущественно в среде, обедненной кислородом, в условиях режима переходной кислотности - от низких - к высоким значениям рН. Начинается диагенез с биохимического разложения растительных и животных остатков, синтеза коллоидных и органоминеральных соединений. Обилие ОВ, сопутствующего фосфатонакоплению, обусловливает сложность и разнообразие продуктов биохимического синтеза. По мере развития диагенеза, при усилении дегидратации и уплотнения, происходит старение коллоидов и распад органоминеральных соединений. При этом образуются фосфатные сгустки, комочки, овоиды, оолиты, пеллеты. В условиях длительного диагенеза, с меняющимся режимом физико-химических параметров, возникают сложнопостроенные, концентрически-зональные и радиально-лучистые желваковые стяжения фосфатных компонентов. Завершается диагенез формированием фосфатных конкреций и поликонденсацией коллоидных форм ОВ. Последнее обусловливает становление аморфного или структурного керогена, обычно сопровождающего фосфориты. Аналогичные структурные преобразования претерпевают минеральные примесные компоненты: карбонаты, силикаты, сульфиды и окислы железа. Из биогенных, аморфных и кристаллоколоидных структурных форм они постепенно преобразуются в колломорфные, глобулярные и кристалломорфные агрегаты, а затем - в кристаллическизернистые минеральные массы. Органическое вещество в диагенезе фосфоритов имеет особо важное значение, поскольку именно в его составе в осадке оказывается геохимически подвижный органический фосфор, мобилизуемый при формировании фосфатных стяжений. При литификации стяжений в диагенезе содержание органического вещества резко понижается, оно диспергируется, распадается, перемещается, часто за пределы стяжений конкреций, в основную массу породы. Органическое вещество, при рассмотрении в растровом электронном микроскопе [2], обнаруживает интересные формы: это остатки микрофлоры, в частности сульфат редуцирующих бактерий, гроздьевидные образования размером - 0,2-0,5 - 0,02-0,03 мкм и шаровидные проявления. Гроздьевидные образования состоят из низкомолекулярных органических веществ (молекулярная масса 1000 - 10000) и встречается в нелитифицированных и слаболитифицированных осадках. Шаровидные образования состоят из высокомолекулярных веществ (молекулярная масса 300000), вероятно белковой природы. Они обычно объединены в цепочки, агрегаты. Встречаются они в уплотненных и плотных осадках, литифицированных породах. Органические образования такого типа принято относить к стяжениям, сформировавшимся в результате коагуляции растворенных органических веществ. Исследования геохимических и физических особенностей органического вещества молодых и древних фосфоритов всех крупнейших бассейнов мира провели Т. Повел, П. Кук и Д. Маккирди в 1987 году. Они установили, что захороненное органическое вещество в них представлено керогеном типа II (см. раздел 3.8). З.6.4. Преобразование фосфатных пород Катагенетические и метагенетические преобразования фосфатных пород заключаются прежде всего: в раскристаллизации аморфного и коллоаморфного фосфатного вещества, в освобождении апатита от коллоидного органического вещества; в освобождении от органоминеральных примесных компонентов. Этот процесс сопровождается пятнистым осветлением пород, появлением структурных неоднородностей, проявлением битуминозности. Особенно четко "старение" фосфоритов проявляется в структуре. Стекловидные и гелеобразные массы фосфатного вещества, твердея, начинают структурироваться. Еще в слаболитифицированном материале появляются хлопья, натеки, сгустки, трещины двгидратации, веретенообразные формы и, наконец, глобули и зерна. Развитие катаи метагенеза сопровождается пятнистым появлением микрокристаллических сноповидных и радиально-лучистых агрегатов, конкреций, микрозернистой массы. В массе фосфатного вещества появляются пятна, реагирующие на поляризованный свет, и пятна, полностью раскристаллизованные в мелкозернистый, равномернозернистый апатитовый агрегат. Сопутствующие минералы также перекристаллизовываются в более крупнозернистые идиоморфные массы. Наложенный эпигенез фосфоритов проявляется в виде обильной битуминизации и сульфидизации пород, в появлении хрупких деформаций, катаклаза, прожилковании, брекчирования. В качестве новообразований отмечается прожилковый друзовидный апатит, битуминозные флюидные проявления, агрегаты перекристаллизованного кальцита, кварца, новообразованных алюмофосфатов и минералов свободного глинозема, а также минералов урана. 3.6.5. Литогеохимические особенности фосфоритов Фосфориты содержат ряд важных примесных компонентов в значительных количествах, которые позволяют их рассматривать как важный источник других полезных компонентов. Это прежде всего уран и захороненное 0В. В породах, обогащенных органическим веществом и формирующихся в восстановительных условиях (пластовые фосфориты), концентрации урана достигают (0,001-0,008 %). В породах, обедненных органическим веществом и формирующихся в окислительных обстановках (озарноболотные, островные), концентрации урана падают до 0,0003 %. Ранее существовало мнение о том, что уран входит в решетку апатита, изоморфно замещая кальций. Исследования связи урана с органическим веществом и изучение особенностей распределения урана в фосфоритах с использованием растровой электронной микроскопии [2] позволили выработать другое представление. Преобладающая часть урана в гелеобразном и аморфном фосфорите диспергирована в виде выделений округлой, овальной и неправильных органоминеральных форм. В раскристаллизованных фосфоритах уран встречается в кристалломорфных образованиях, дифрактограммы которых соответствует ураниниту. Следует подчеркнуть, что геохимически уран имеет корреляционные связи, более близкие с фосфатным органическим веществом, нежели с силикатным и тем более карбонатным или сульфидным. Близкие к прямым корреляционные связи урана обнаруживают кероген типа II. Кроме урана в фосфоритах много радиогенного свинца, золота, тяжелых металлов и углеводородов. 3.7. СОЛЯНЫЕ ПОРОДЫ К соляным породам (эвапоритам) относятся различные образования, состоящие из минералов классов: сульфаты, хлориды, бораты и др. Главные минералы соляных пород: ангидрит CaSO4, гипс CaSO4х2H2O, галит NaCl, сильвин KCl, карналлит MgCl2хKClх6H2O, полигалит K2MgCa2[SiO4]х2H2O, мирабилит NaSO4х10H2O, глауберит Na2Ca[SO4]2, бишофит MgCl2х6H2O, кизерит MgSO4хH2O и др. Второстепенные: карбонаты (сода, магнезит, доломит), минералы бора (улексит NaCaB5O9х8H2O, иньоит СaB6O11х13H2O и др.), окислы и гидроокислы железа, сульфида железа и других металлов, органическое вещество. Примеси - терригенный материал, представленный главным образом глинистыми, реже алевритовыми и песчаными частицами. Среди обломочных минералов чаще всего встречается кварц, полевые шпаты, слюды. Глинистые минералы представлены гидрослюдами и гидрохлоритами. Классификация соляных пород [24] основана на генетическом и минералогическом принципах (см табл.21). Схема образования эвапоритов - рис. 12. 3.7.1. Источники мобилизации вещества Источником материала для формирования солей являются продукты выщелачивания пород и минералов в процессе химического выветривания на поверхности земли (иногда растворение древних залежей солей поверхностными водами), а также вулканические эксгаляций. В результате разложения первичных минералов в материнских породах при химическом выветривании образуются соли различных кислот, содержащие одновалентные и двухвалентные металлы (калий, натрий, кальций, магний, бор и др.). Эти соли затем переходят в раствор. В растворенном виде в водах обычно присутствует хлор, сера, углекислота. Обычно это истинные (молекулярные) растворы. Источником обломочного материала эвапоритов могут служить ранее сформировавшиеся сульфатные, галоидные и другие породы. 3.7.2. Транспортировка, осаждение и накопление солей Транспортировка растворенных компонентов осуществляется поверхностными водами в бессточные впадины, где, благодаря испарению, концентрация растворов может повышаться. Обломочные продукты разрушения соляных пород обычно транспортируются механическим путем, главным образом ветром. Эвапоритовые осадки образуются в результате химического осаждения солей из высокоминерализованных вод в континентальных или лагунных водоемах в условиях аридного климата, когда испарение существенно преобладает над поступлением пресных вод (в виде атмосферных осадков, речных вод, ключевых источников). Так, выпадение гипса в осадок начинается при повышении концентрации солей в водах приблизительно вдвое до 7-7,5 %. При осаждении солей существенную роль играют температурные условия. Установлено, что выпаривание водного раствора сернокислого кальция при температуре ниже 63,5°С сопровождается выпадением гипса, а при более высокой температуре - ангидрита. Присутствие в растворе других солей (NaCl, MgCl2 и др.) снижает эту температурную границу. Так, при насыщении хлористым магнием, она соответствует 00 С. В естественных условиях выпадение ангидрита, исходя из реально существующих соотношений растворенных солей, должно происходить при температуре выше 25-30°С. Осаждение галоидных соляных пород происходит, как правило, из богатых солями рассолов, с концентрацией 30-350%. Такие рассолы могут образовываться при концентрации солей в морской воде путем выпаривания и вымораживания, либо в виде остаточных, погребенных рассолов на глубине. Известны осаждения солей и из вторичных рассолов. Вторичные рассолы могут формироваться в тех случаях, когда метеорные воды просачивается через ранее образованные соляные породы и растворяют их. Галит начинает осаждаться при повышении концентрации солей в морской воде примерно в 10 раз, а в рассоле до 30-35 %. Калийные и магнезиальные соли выпадают в осадок из рассола еще более высокой концентрации. Наиболее благоприятные условия для появления высокоминерализованных рассолов, из которых возможна эффективная кристаллизация галоидных осадков, возникают в лагунах или заливах с ограниченным сообщением с морем. Здесь чрезмерное испарение приводит к увеличению концентрации солей в морской воде. Образующиеся рассолы опускаются на дно бассейна из-за большей плотности. Имеющийся порог может препятствовать сбрасывания рассола в открытое море. Постоянная циркуляция рассола повышает его концентрации до такой степени, при которой на дне бассейна начинают кристаллизоваться галоидные минералы. Этому процессу способствуют колебания уровня моря, что обеспечивает многократные притоки морской воды поверх порога, прерываемые падением уровня вод, когда бассейн с рассолом становится полностью изолированным. Таким образом, функционирует классический механизм "чашки для выпаривания", объясняющий генезис соляных пород. Этот механизм подтверждается тем фактом, что в пределах залежей солей наблюдается зональность распределения. В ней соли, образование которых требует более высокой солености, приурочены к центру залежи. Кроме того, в распределении соляных минералов обычно наблюдается ритмичность, связанная с изменением солености. Она имеет такой вид, как указан ниже и определяется увеличением солености вод. Чередование слоев каменных солей и сильвинитовых пород связывается с сезонными изменениями температуры [46]. В соответствий с данными табл. 22 в жаркий период года более благоприятна обстановка для выпадения в осадок галита (NaCl), а понижение температуры способствует осаждению КСl. Вопрос о глубинах солеродных бассейнов окончательно еще не решен. Многие исследователи рассматривают солеродные бассейны как мелководные образования от начала и до конца накопления в них осадков. По их представлениям, мощность соляных отложений свидетельствует не о глубине бассейна, а о степени прогибания его дна в процессе седиментогенеза. Накопление солей происходит в прибрежно-морских и лагунных условиях, на суше в бессточных озерах, а также в почвах и осадках пустынь на континентах. Для накопления солей в водных бассейнах необходимы следующие условия: 1. аридный климат, обеспечивающий испарение вод и повышение концентраций солей в растворе; 2. затрудненное сообщение лагуны или залива с открытым морем (замкнутые или полузамкнутые морские солеродные бассейны), но вместе с тем и постоянный приток некоторого количества морской воды; 3. непрерывное и более или менее равномерное погружение бассейна со скоростью, компенсируемой мощностью образовавшихся осадков. Для накопления солей в почвах благоприятны условия подтока высокоминерализованных грунтовых вод к поверхности испарения. Так образуются континентальные выцветы и выпоты. Они чаще всего накапливаются в трещинах и щелях, но могут покрывать поверхность карстующейся породы и оказывать защитное ("бронирующее") влияние. Эти отложения достаточно хорошо заметны, т.к. отличаются от коренных пород по светлой окраске и трещиновато-поровой текстуре. Встречаются они обычно с инсоляционными образованиями карбонатного состава - известковыми - и примыкают к известковым туфам. Накоплению эвапоритовых пород в зонах пустынь способствуют ветровые потоки со стороны моря и солеродных лагун, переносящие капельки соленой влаги или частицы кристаллизующихся минералов. Образовавшиеся таким путем породы имеют в составе эоловый обломочный материал, среди которого большим распространением пользуются обломки и зерна гипса. 3.7.3. Постседиментационные преобразования соляных пород Преобразование соляных осадков начинается непосредственно вслед за их отложением. Диагенетические превращения соляных осадков в породу и последующие преобразования пород сводятся к следующим процессам. Под влиянием давления вышележащих слоев происходит физический процесс уплотнения осадков. Он влечет за собой уменьшение пористости и резкое понижение влажности. Внутренние воды осадка стремятся к насыщению слагающими его компонентами. Поэтому концентрация солей в водах, пропитывающих осадки, резко повышается. Наличие насыщенных растворов обуславливает возможность переотложения вещества внутри осадка и тем самым перекристаллизацию, изменение структуры и состава вмещающих пород. Происходят, посуществу, низкотемпературные метасоматические преобразования пород. Все эти процессы, в которых большую роль играют подвижные рассолы стушевывают границы между стадиями диагенеза, ката- и метагенеза, наложенного эпигенеза и наложенного гипергенеза соляных пород. В связи с этим преобразования пород требуют выявления причины проявления в каждом конкретном случае. Ниже они будут рассмотрены без разделения на стадии. Постседиментационные преобразования соляных пород заключаются в стирании первичных, горизонтально-слоистых, ритмично слоистых текстур, в появлении пятнистых неоднородно-линзовидных и полосчатых текстур новообразований. Структуры микро- и мелкозернистые, ксеноморфные, сменяются идиоморфными, крупнои гигантозернистыми, порфировидными. Вместо микрокристаллического однородного равномернозернистого агрегата появляются ориентированные, зазубренные, друзовидные, радиально-лучистые агрегаты. Новообразованные кристаллы часто имеют сложное строение: зональность, двойникование, пойкилитовые вростки, микровключения пузырьков газа и рапы, включения глинистых минералов. Весьма характерны для постседиментационных процессов преобразования пород замещения одних минералов другими. Так нередко наблюдаются замещения сильвина галитом с сохранением красящего вещества сильвина в зернах галита. Среди карналлитовых пород нередко, наряду с первичным сильвином, встречается и вторичный, образующийся в результате воздействия на исходную породу растворов, недосыщенных хлористым магнием. Отмечается сильвин и в виде вторичных гипергенных "сильвинитовых шляп". К постседиментационным продуктам преобразования соляных пород могут быть отнесены также: небольшие скопления и гнезда бишофита среди карналлитовых пород; каинитовые проявления среди сильвинит-гексагидритовых пород; полигалитовые - среди сульфатных калийных пород. Чаще всего причиной таких преобразований является воздействие эволюционирующих и мигрирующих рассолов. Так причиной появления мирабилита в полигалит-ангидритовых породах считается воздействие на последние мигрирующих растворов, насыщенных хлористым натрием. Нередко причиной появления новых минералов среди солей является их обезвоживание. Так сидерит возникает при обезвоживании гексагидрита, тенардит - при дегидратации мирабилита. Сам мирабилит может быть вторичным минералом в гипсовых породах, однако причина его появления другая - он является продуктом взаимодействия рассолов на контакте сульфатных пород с каменной солью. Постседиментационные преобразования пород нередки и в более устойчивых к растворению сульфатных породах. С погружением сульфатных гипсовых пород на глубины 150-200 м отмечается потеря воды и переход их в ангидритовые породы. На глубинах более 500 м чистые гипсовые породы уже встречаются редко. При подъеме к поверхности в таких породах могут происходить явления обратного порядка - превращение ангидрита в гипс. При этом породы существенно увеличиваются в объеме. Изменения сульфатных пород происходит и при увеличении температур. Такие изменения описаны ранее в разделе 1. Необходимо подчеркнуть, что соляные породы могут быть продуктами постседиментационных преобразований других пород, в частности, карбонатных пород нефтегазоносных бассейнов. На такие явления, в частности, сульфатного минералообразования в наложенном эпигенезе, мы обращали внимание читателей в разделе 2.2.5. 3.8. КАУСТОБИОЛИТЫ Каустобиолиты - это горные горючие ископаемые, обогащенные органическими веществом (Патонье, 1908 г). При этом под органическим веществом понимается вещество, сложенное органическими компонентами в форме мономеров или полимеров, которые прямо или косвенно возникли из живого вещества. Минеральные скелетные компоненты - раковины, кости, зубы - не входят в его состав. 3.8.1. Источник вещества Первичное органическое вещество - это продукт фотосинтеза. При фотосинтезе световая энергия превращается в химическую. В основе процесса лежит химическое превращение воды и углекислого газа в органическое вещество, в форме глюкозы. Побочным продуктом является кислород. Последний выделяется из молекулы воды, но не из углекислого газа. В простой форме уравнение фотосинтетической реакции выглядит так: В процессе фотосинтеза утилизируется энергия лишь очень узкой полосы спектра солнечной радиации, в основном совпадающей с диапазонном длин волн, в котором видит человеческий глаз - 4000-7000 А. Однако, глубоководные водоросли и бактерии, используя специфический клеточный пигмент, приспособились извлекать необходимые для их жизни световые волны большей длины. Например, глубинные пурпурные бактерии используют для жизни инфракрасные лучи с длинами волн 9000 А. Используемая энергия при этом накапливается в продуктах фотосинтеза. Из глюкозы, возникающей при фотосинтезе, самые примитивные организмы могут синтезировать целлюлозу, крахмал и многие другие необходимые им соединения. Следовательно, фотосинтез - основной процесс массового образования органического вещества на земле. Предполагается, что образование органического вещества путем фотосинтеза стало повсеместным лишь 2 млрд. лет назад, хотя древнейшие из запечатленных в осадках форм органической жизни имеют возраст 3,1-3,3 млрд. лет. Не исключена возможность и того, что жизнь на Земле не моложе древнейших из известных ныне пород, возраст которых 3,7 млрд. лет. Не исключена и вероятность гипотезы В.И. Вернадского о космическом начале жизни на планете Земля. Около двух миллиардов лет потребовалось на то, чтобы единичные проявления жизни, изолированные сообщества самых примитивных организмов распространились достаточно широко, а фотосинтез приобрел глобальные масштабы. Этот этап развития жизни Земли тесно связан с историей развития самой планеты, с формированием ее гидросферы и атмосферы. На рисунке 13 показана последовательность событий на земле, влияющая на эволюцию жизни и формирование органического вещества. Считается, что атмосфера на ранней стадии существования Земли была лишена свободного кислорода и содержала Н2, СН4, NН3, CO2, N2 и Н20. Примитивные организмы в этих условиях для поддержания жизни, вероятно, использовали абиогенные продукты органического синтеза в качестве источника энергии. Постепенно в них накапливался пигмент, способный осуществлять фотосинтез. Вероятно, сначала это был не хлорофилл, так как он не был способен выделять кислород. Лишь с появлением сине-зеленых водорослей, берущих свое начало от фотосинтезирующих бактерий, начал продуцироваться кислород. С этого времени фотосинтез распространился повсеместно. Это заложило основание пирамиды жизни и обеспечило развитие более высоких ее форм. Время в млн. лет 1000 2000 3000 Геологическая эра Кайнозойская Мезозойская Палеозойская Поздний Средний Ранний 4000 Важнейшие события в истории Земли Млекопитающие Сосудистые растения Позвоночные Докембрий Многоклеточные ФОТОСИНТЕЗ Бактерии и примитивные водоросли Абиологическая, химическая эволюция Появление больших количеств воды на Земле Образование Земли Возрастание кислорода в атмосфере Восстановительная атмосфера 5000 Рис. 13. Эволюция жизни на Земле, формирование органического вещества и его развитие. Органическое вещество состоит из углерода, водорода и кислорода. Углерод заслуживает особого внимания. Первичным его источником являлся углекислый газ атмосферы и гидросферы, а также разрушающиеся магматические породы. Большая часть углерода на Земле концентрируется в осадочной оболочке, но лишь 18 % его находится в форме органического углерода. Остальная часть углерода осадочного генезиса связана в форме карбонатов. В природе существует подвижное равновесие между органическим углеродом и углеродом карбонатным. Лишь ничтожная часть органического углерода 0,01-0,1% накапливается в земной коре. Остальная его часть находится в круговороте. Кислород, принимающий участие в органическом веществе, также является продуктом фотосинтеза. Расчеты баланса кислорода и органического углерода подтверждают это положение. В общем же случае отношение расчетного количества кислорода (16,9х1015т) к количеству органического углерода (6,4х1015т) является близким к отношению масс этих элементов в молекуле СО2, что указывает на конкретный первичный источник углерода и кислорода в органическом веществе. Продуценты органического вещества (ОВ) менялись в истории земли. С докембрия до девона единственным первичным источником ОВ был морской фитопланктон. Начиная с девона, все возрастающая доля первичной продукции приходится на высшие растения. В настоящее время считается, что морской фитопланктон и высшие наземные растения производят приблизительно равные количества органического углерода. С количественной точки зрения наиболее важными источниками органического вещества в осадках являются четыре группы организмов: фитопланктон, зоопланктон, высшие растения и бактерии. Высокоорганизованные животные, например, рыбы, поставляют в среднем так мало органического вещества в осадки, что их вкладом можно практически пренебречь. Высокие концентрации зоопланктона находятся там, где наблюдается высокая биопродуктивность фитопланктона. С другой стороны, отмирающее органическое вещество порождает большое количество разлагающих их бактерий. Те или иные сообщества организмов, определяют тип органического вещества, захороненного в осадках. Несмотря на то, что все живые организмы сложены одними и теми же химическими соединениями: липидами, белками, углеводами и лигнином, в составе органического вещества наблюдаются и различия. Так морские водоросли, планктон, зоопланктон существенно обогащены белками (> 50%), липидами (5-25%) и углеводами (до 40%). Наземные растения в значительной степени построены целлюлозой (30-50%) и лигнином (15-25%). Оба эти соединения слагают ткани, выполняющие опорные функции, и не нужны живущим в воде планктонным организмам. В связи с компонентным составом органическое вещество наземного происхождения характеризуется соотношением Н/С близким к 1,0-1,5, а органическое вещество морского происхождения - соотношением Н/С близким к 1,7-1,8. 3.8.2. Транспортировка и накопление органического вещества Отмирающий органический материал транспортируется в почвенные слои и в осадок водных потоков, морей и океанов. На пути к месту захоронения он разлагается химически, подвергается микробиальному воздействию, частично окисляется, растворяется, переходит в сложные органические кислоты, отлагается и накапливается. Транспортировка органического материала осуществляется в основном в виде двух форм: детритной и растворенной. Детритная форма - это живые и отмершие организмы, их частички с размерностью обычно менее 1 мкм. Растворенное вещество - это продукты химического и микробиального происхождения, жидкой субстанции или растворенные в воде. Размер отдельных органических компонентов обычно более 1 мкм. О соотношении форм переноса можно судить по продуктам выноса реки Амазонки, составляющим 20 % мирового речного стока. В этом стоке содержится 1010т органического углерода в год, что в 100 раз больше всей ежегодной продукции Черного моря. Около 107т общего органического углерода выносится в растворенной форме. Остальной органический углерод переносится в виде детритного вещества. Следовательно, для транспортировки органического материала гораздо большее значение имеют детритные формы. Накопление органического вещества происходит в зонах биологической продуктивности. А она контролируется солнечной и тепловой энергией, а также питательностью среды. Наибольшая биологическая продуктивность наблюдается в верхнем 60-80 метровом слое воды. Биологическая продуктивность прибрежных вод, равная 100 г в год Сорг./м2 в среднем почти в 2 раза выше, чем вод открытых океанов. Наиболее продуктивны зоны апвеллинга (~300 г Сорг./м2 в год), и некоторые районы, где действуют господствующие ветры и силы Кориолиса. Однако, в субаэральных обстановках накопление значительных масс органического вещества не происходит, т.к. ОВ там легко разрушается в процессах химического и биохимического окисления. Немаловажными факторами, определяющими накопление Сорг. является климат и окружающая среда. Кроме того, накопление ОВ в осадках требует сбалансированного оптимального соотношения между динамической активностью водных масс и скоростью седиментации. Дело в том, что пелитовый материал легко адсорбирует растворенные органические частицы, захватывает взвешенные частицы детритного вещества и легко выносится из районов с высокой гидродинамической активностью в зоны распространения спокойных вод. Для тонкозернистых осадков, которые здесь накапливаются, характерен ограниченный доступ растворенного молекулярного кислорода, вследствие чего возрастает вероятность сохранения органического вещества. Если же скорость седиментации слишком высока, происходит разубоживание и формируются осадки с низким содержанием ОВ. Для накопления осадков, обогащенных органическим материалом, благоприятные условия создаются на континентальных шельфах, в зонах со спокойными водами: лагунах, эстуариях и глубоких впадинах с ограниченной циркуляцией. Континентальные склоны также можно отнести к обстановкам, благоприятным для аккумуляции органического вещества. 3.8.3. Диагенез В период отложения и позднее, находясь в составе молодых осадков, органический материал претерпевает сложные изменения. Он подвергается различным по интенсивности микробиологическим и химическим воздействиям. В этом процессе можно условно выделить три этапа: биохимическое разложение, поликонденсацию и переход в нерастворимое состояние - кероген. Схема преобразования органического вещества в кероген приведена на рис. 14. Биохимическое разложение 0В, осуществляется в осадке бактериями, грибами, водорослями, которые широко распространены в субаэральных почвах, водах и осадках. Поскольку питание бактерий осуществляется осмотическим способом, окружающий материал, в том числе и органический должен быть переведен в растворенное состояние и формы, доступные для усвоения. Выпуская энзимы (ферменты) бактерии разлагают сложные молекулы белков и углеводов, гидролизуя их. В результате из биополимеров образуются аминокислоты и сахара, в осадке появляются мономеры органического вещества. Менее интенсивному разложению подвергаются липиды и лигнин. Слабо поражаются споры, пыльца, семена, т.к. они защищены прочной оболочкой, недоступной для разложения энзимами микроорганизмов. Сохранившиеся биологические остатки называют хемофоссилиями. Они могут сохраняться в осадках и даже накапливаться. Их можно использовать в качестве прекрасных биомаркеров тех сред, в которых они формировались. Поликонденсация - это процесс синтеза полимеров. Он осуществляется в микробиальной среде на базе продуктов жизнедеятельности организмов: мономеров, продуктов их метаболизма, частично переработанных и часто токсичных, а также компонентов вмещающего илового осадка. Процесс протекает параллельно или сразу после биохимического разложения ОВ. Поликонденсация (синтез полимеров) в обводненном осадке протекает по наиболее эффективному способу - поликонденсации в растворе. Роль катализаторов синтеза полимеров могут выполнять энзимы микроорганизмов и переходные металлы. В результате поликонденсации образуются сначала жидкие, а позднее твердые продукты реакции органического синтеза. Жидкие продукты выщелачиваются разбавленной NaОН и пирофоcфатом натрия. При последующем воздействии кислотой среди них выделяются фульвовые (растворимые в кислотах) и гуминовые (нерастворимые в минеральных кислотах) кислоты. Фульвовые и гуминовые кислоты часто называют гуминовыми веществами. Они имеют жидкую вязкую консистенцию и буроватый цвет. В их состав могут входить биофильные металлы: железо, кобальт, ванадий, медь, никель и др. Переход в нерастворимое состояние продуктов органического синтеза происходит в толще диагенетизируемого осадка в процессе его захоронения. Этот процесс сопровождается уменьшением кислорода, гибелью многих микроорганизмов, увеличением роли восстановительных реакций. Продолжающаяся поликонденсация ведет к эволюции фульвовых и гуминовых кислот и к образованию керогена. В процессе эволюции отношение кислорода и углерода меняется от 0,6 - в близповерхностных осадках, до 0,1 - в осадках, погруженных на глубины 50-100 м. С увеличением глубины захоронения осадка гумины постепенно преобразуются. В них снижается количество гидролизуемых компонентов и органический материал приобретает более конденсированную структуру. Последнее выражается в его потемнении и увеличении твердости. В синтезе твердых полимеров участвуют металлы, которых обычно много в иловых осадках. Одним из активных металлов является уран. В связи с этим в породах, формирующихся в восстановительных обстановках, встречаются твердые уранорганические полимеры. В обстановках, характеризуемых другими геохимическими параметрами, образуются полимеры с рядом других металлов. Твердые продукты поликонденсации называются керогеном. Кероген - это органическое вещество, нерастворимое в органических растворителях, щелочах и кислотах. Химически кероген представляет собою трехмерную макромолекулу, которая составлена конденсированными циклическими ядрами, соединенными гетероатомными связями. Такое строение керогена обеспечивает его свойствами молекулярного сита. В матриксе (структуре) керогена, как в молекулярном сите, могут находиться липиды, углеводороды и другие ОВ. Твердость керогена, нерастворимость в органических и минеральных кислотах, обусловливает его устойчивость и способность сохраняться в осадочных породах Земли в течение миллионов лет. Вполне заслуженно кероген приобрел второе название геополимер. Наиболее часто кероген рассеян в минеральной массе пород в виде мелких буроватых, слабо прозрачных частиц с n-1.600. В связи с этим за керогеном закрепилось еще одно, менее корректное название - рассеянное органическое вещество (РОВ). Однако нередки случаи, когда кероген образует скопления, давая начало угольным пластам, нефтематеринским толщам, горючим сланцам. В зависимости от условий седиментационно-диагенетического преобразования кероген имеет разные свойства. Принято различать три типа керогена. Кероген типа I имеет химический состав, в котором отношение Н/С > 1,5 и О/С < 0,1 и много липидного материала. При пиролизе (550-6000С) он продуцирует широкую гамму летучих компонентов и наибольшее количество нефти по сравнению с другими типами керогенов. Формирование керогена типа-I происходит в озерных обстановках, в мелких морях, болотах и лагунах, в условиях обильного накопления и слабого микробиального разложения водорослевого и планктоногенного материала в слабовосстановительной среде. Примером керогена типа I является органическое вещество кукерских горючих сланцев Эстонии, тасманитов и куронгитов Австралии, богхедов Франции, торбанитов Шотландии, горючих сланцев Грин-Ривер (США). Кероген типа II имеет химический состав, в котором отношение Н/С относительно высоко - (1,5--1,0), а значение О/С - низкое - (0,1-0,2). Значительную роль в составе играют полиароматические ядра, сложноэфирные связи, сульфидные связи, битумоиды. При пиролизе кероген II дает меньший выход продуктов, чем кероген I. Однако они представлены нефтью и газом и составляют - 60 % от всего органического вещества. Образуется кероген типа II в морских резковосстановительных обстановках в осадках, обогащенных детритом зоо- и фитопланктона, разложенного бактериями. Кероген типа II слагает нефтематеринские породы нижнетоарских горизонтов Парижского бассейна, пенсильванских горизонтов Северной Америки, доманиковых отложений ВолгоУральского, Прикаспийского и Западно-Сибирского бассейнов, менилитовых сланцев Прикарпатья, хадумитовых сланцев Предкавказья, сузакских сланцев Средней Азии, черных сланцев куонамской и малгинской свит Восточной Сибири. Наиболее ярким представителем керогена типа II является захороненное органическое вещество баженовской свиты Западной Сибири. Зарубежными исследователями доказано, что и в зернистых фосфоритах рассеянное органическое вещество представлено керогеном типа-II. Кероген типа III имеет низкие значения Н/С (менее 1,0) и высокие значения атомного отношения О/С, достигающие 0,2-0,3. Строение его молекул напоминает строение молекул керогена II, но он не содержит сложноэфирных группировок. При пиролизе он выделяет очень мало нефтепродуктов, и несравненно, больше газа. Образуется кероген типа III из разложенных остатков высших наземных растений. Разложение происходит в субаэральных речных, в неморских паралических условиях. Их микробиальному разложению препятствует большая скорость накопления осадков и быстрое захоронение в мощных осадочных толщах континентальных окраин. Примером керогена типа III может служить захороненное органическое вещество юрских отложений васюганской и тюменской свит Западной Сибири, карбоновых отложений Кузбасса, сланцев Чаттануга США. Классификация керогенов дана Ван Д. Кревеленом, голландским учетным, крупнейшим специалистом в области химии полимеров. 3.8.4. Преобразование каустобиолитов на стадиях катагенеза и метагенеза В условиях эволюции земной коры, погружения и воздымания осадочных бассейнов происходит преобразование не только пород, их минеральной и газоводной составляющих, но и захороненного в них органического вещества - керогена. Преобразование керогена на стадиях ката- и метагенеза происходит в результате увеличения Т и Р. Повышение температуры во время погружения осадочных отложений вызывает постепенную перестройку структуры керогенов. Сначала в керогенах происходит разрыв слабых связей. При этом выделяется вода, углекислый газ, некоторые более сложные соединения. Позднее, в среднем катагенезе, высвобождаются углеводороды, образуется нефть, а затем и жидкий газ. В метагенезе керогены перестраиваются наиболее существенно. Слагающие их компоненты собираются в крупные агрегаты, выделяют сухой газ, идет преобразование в высокоуглеродистые соединения. Постепенно останется единственный выделяющийся углеводородный газ метан. Соотношение Н/С и О/С падает. Однако в преобразовании разных типов керогенов и слагаемых ими пород имеются и свои характерные особенности. Кероген типа I и горючие сланцы, основу которых он составляет, в стадиальном эпигенезе выделяют молекулы азотистых, сернистых и кислородных соединений. Они не имеют готовой нефти и выделяют в незначительных количествах битумоиды и газообразные углеводороды. Из них извлекается значительное количество сланцевой смолы - до 40 % органического вещества. Сланцевые смолы содержат 30-50 % олифинов - соединений, которых практически нет в природной нефти. Кроме того, для них характерно значительное содержание азота и серы. Кероген типа II и слагаемые им породы относятся к нефтематеринским. Это связано с особенностью керогена типа II, вслед за выделением воды и обильного СО2 он способен генерировать значительные количества нефти и других углеводородов. Состав нефти сложен. В нем выделяются насыщенные углеводороды, ароматические углеводороды, смолы, асфальтены, сернистые, азотистые соединения, металлоорганические компоненты. С увеличением глубины, температуры и времени формирования нефти уменьшается ее плотность и содержание серы, но увеличивается концентрация легких углеводородов (алканов). Кероген типа III и слагаемые им угли и углистые сланцы на стадиях ката- и метагенеза меняются существенно. Они проходят последовательный ряд углефикации, т.е. физико- химического и термобарического преобразования с увеличением количества углерода. Следует подчеркнуть, что этот ряд непрерывный и линейный. В нем последовательно изменяются физические свойства: уменьшается влажность, пористость, прозрачность; увеличивается плотность, показатель преломления, отражательная способность - R0. Химические изменения включают продолжающуюся конденсацию, полимеризацию и потерю функциональных групп с кислородом, азотом и серой, Непрерывность, последовательность и закономерность изменения свойств керогена типа II позволила использовать их для создания шкалы углефикации, а затем и шкалы ката- и метагенеза. В ряду последовательного преобразования кероген типа III углефицируется, а породы, испытывая постепенные преобразования, меняются в ряду: торф —» бурый уголь —-» каменный уголь —» углистый сланец —» антрацит —-» аспидный сланец. При преобразовании углистых пород и керогена типа III происходит выделение воды, углекислоты, низкомолекулярных углеводородов, в частности, метана. Наиболее интенсивные выделения метана начинаются тогда, когда степень углефикации соответствует каменным углям. Высокомолекулярные углеводороды практически не генерируются. Видимо, в керогене типа III, углях и углистых сланцах нет механизма выделения и миграции жидких углеводородов. Итак, в эволюции керогенов разных типов есть общие и отличительные особенности. К общим относятся - упорядочение структуры атомов углерода, удаление продуктов упорядочения, препятствующих этому процессу; выделение в начале катагенеза воды, углекислоты, гетеросоединений; в середине и конце катагенеза - выделение нефти и жирного газа; в метагенезе сухого газа. Искусственная эволюция керогенов при нагревании (пиролизе) обнаруживает интересные их особенности. Все они разлагаются, последовательно выделяют продукты пиролиза, процесс протекает в интервале температур до 500-6000С, но есть особенности. Кероген типа-I и кероген типа-II выделяют эстеры - ферменты, содержащиеся в животных и микроорганизмах. Кероген типа III их не выделяет совсем. Общность некоторых свойств керогенов типа I и типа II подкрепляет имеющееся за ними общее название "сапропелиты" в отличие от "гумолитов", соответствующих керогену типа III. Исследования, проводимые на кафедре минералогии и петрографии ТПУ, показали, что кероген типа-II имеет специфические ядерно-геохимические особенности. Именно они ответственны за механизм формирования и эмиграции жидких и газообразных углеводородов [36,38,39,40]. 3.8.5. Наложенный эпигенез Наложенный эпигенез каустобиолитов выражается в особенностях взаимодействия генерируемых на стадиях ката- и метагенеза газо-водо-углеводородных флюидов с окружающими породами [1, 22, 23, 28, 29]. Породы к этому времени приобретают значительную твердость, прочность и склонность к хрупким деформациям. В связи с эволюционными изменениями Т и Р в них также устанавливается относительное равновесие физико-химического состояния системы. Появление новообразований в эволюционирующей системе таких газов, как Н2О, СО2, NH4, УВ и пр. приводит к повышению парциального давления Н2О и СО2 в породе и нарушению равновесного состояния ее физико-химических параметров. При этом не исключается причинно-следственная связь повышения давления в породах с тектоническими подвижками в осадочных бассейнах. Последние ведут к увеличению порово-трещиноватых флюидопроводников и миграции флюидов. Растянутость времени водо-газо-нефтеобразования приводит к неоднократному и последовательному движению разных флюидов по одним и тем же путям миграции. Мигрирующие первыми воды и углекислота, нарушая режим рН и Eh и другие параметры системы вмещающих пород, вызывают каолинизацию, окремнение и мощную карбонатизацию пород (см. раздел 2.2.). Многоактная миграций газа, его большое количество и высокое парциальное давление приводит к вытеснению газами вод из порово-трещинных систем. Гидрофобизация пустотного пространства - благоприятный фактор свободной миграции нефти к местам ее скопления. Отсутствие воды - гарантия от окисления нефти и ее потерь на пути к ловушкам. Немаловажным является тот факт, что миграция осуществляется по "заранее подготовленным" и минералогически протрассированным зонам [22]. К наложенным эпигенетическим преобразованиям относятся и явления, связанные с дифференциацией нефти в ходе ее миграции. На путях миграции нефть теряет свои тяжелые компоненты, и прежде всего асфальтены. Они сорбируются на минеральных компонентах пород, застревают в узких каналах трещинно-поровых систем. Сорбция максимальна в полимиктовых обломочных породах с глинистым цементом. Она слабее в мало-цементных кварцевых песчаниках. В карбонатных породах изменения нефтей при миграции минимальны, поэтому нефти в них обычно богаты асфальтово-смолистыми компонентами, Терригенным породам наоборот более свойственны фильтрованные легкие компоненты нефти. Движение по одним и тем же путям миграции приводит к поступлению в одни и те же ловушки нескольких, существенно отличающихся по составу углеводородных смесей. Образуются системы "углеводороды-углеводороды". В этих системах возникают твердые битумы. Чем больше различия флюидов по составу, тем более карбонизированные разности битумов образуются. Так могут возникать кериты и антраксолиты. Смешение в ловушках нефтей и поступающего газа приводит к формированию и концентрированию парафиновых соединений. В ловушках, которые подпирает поступающая вода, также происходят эпигенетические преобразования. Нефти испытывают биодеградацию за счет воздействия микроорганизмов, а породы подвергаются карбонатизации, глинизации и крайне редко регенерации кварца. Здесь же на водо-нефтяном контакте, могут проявиться и твердые битумы асфальтенитового ряда. Их появление указывает на неоднократное смешение углеводородов разных генераций в одной ловушке. Анализируя эпигенез нефти Б.А. Лебедев приходит к выводу о существовании трех рядов в их изменении. Каждый из рядов преобразования приводит к образованию одного из типов твердых битумов [23]. Ряд конденсации - это изменение газоконденсата при дифференциации его на путях перемещения: газоконденсаты - высокопарафинистая дериватная нефть - озокерит. Ряд карбонизации - это изменение нефтей с возрастанием содержания углерода при смешении углеводородов разного состава: нефть - асфальтит - альбертит - импсомит антраксолит. Ряд окисления - это изменения нефтей в ходе их окисления при выходе нефти в зону гипергенеза: нефть - мальта - асфальт - оксикерит. В геологических условиях эти ряды четко обособляются. Особенности фомрирования и преобразования экзогенных обломочных пород нормально-осадочного происхождения Экзогенные обломочные породы - это продукты механического разрушения ранее существовавших пород (магматических, осадочных и метаморфических) в результате процессов физического (механического) выветривания. К экзогенным обломочным породам относят осадочные породы с обломочной структурой и преобладающим кварц-силикатным составом обломков. Компонентный состав экзогенных обломочных пород представлен обломочным материалом материнских (исходных) пород и минералов различной размерности, окатанности и сортировки. Обломочные (аллотигенные) компоненты экзогенных обломочных пород часто называются реликтовыми (в буквальном переводе "остаточными"), потому что представляют собой реликты или остатки ранее существовавших пород; они называются также терригенными (перевод "рожденными землей"), поскольку в морских осадках они заимствуются с материков. Лишь незначительная часть из них - это продукты перемыва осадков дна бассейна. Аллотигенные компоненты - это, как правило, продукты разрушения, принесенные из других областей - источников питания и чуждые по отношению к среде окончательного формирования породы. Обломочными составными частями могут быть обломки горных пород, обломки минералов, которые в этом случае называются реликтовыми или терригенными минералами. В качестве терригенных минералов можно встретить любые минералы изверженных и метаморфических пород, но наиболее распространенными вследствие своей химической устойчивости, является кварц. При детальном изучении экзогенных обломочных пород обломочные составные части играют большую роль, так как позволяют устанавливать источник материала осадков, его местонахождение, направление сноса материала и тем самым определять направление древних рек, возвышенностей и т.д., то есть восстанавливать палеогеографическую обстановку. Так степень окатанности и размеры обломков связаны с механическими свойствами обломков, расстоянием транспортировки, характером перемещения, средой переноса и отложения, её динамике, рельефа и климата. Кроме степени окатанности и размеров обломков необходимо ещё изучать степень сферичности обломочных зерен - их изометричность, удлиненность или уплощенность- все эти признаки позволяют установить среду осадконакопления. Детальное изучение обломочных составных частей, особенно реликтовых минералов, с успехом применяется для целей корреляции, т.е. для сопоставления пластов или признаков в соседних скважинах и разрезах. Эта корреляция называется петрографической и основывается на характерных реликтовых минералах или их сочетаниях, свойственных только данному пласту или горизонту. Особенно большую роль играет петрографическая корреляция при разведке месторождений нефти и каменных углей, при геологических построениях, составлении геологических разрезов и карт, в результате исследований районов развития осадочных пород. Большое значение имеет и исследование цементов, характерных для ряда экзогенных обломочных пород. Под цементом понимают аутигенный или тонкообломочный материал скрепляющий между собой обычно более крупные обломки. Минеральный состав цемента чаще всего бывает карбонатным (кальцитовым), кремнистым (кварцевым, халцедоновым, опаловым), железистым (лимонитовым), глинистым и др. Цемент, как правило, отражает физико-химическую обстановку седиментогенеза (диагенеза, ката- и метагенеза). 4.1. КЛАССИФИКАЦИЯ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД ЭКЗОГЕННОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ В основу классификации экзогенных обломочных пород, принятой и используемой в мировой практике, положена размерность и форма обломочного материала пород, сцементированность обломков и минеральный состав компонентов породы. Выделяются следующие типы классификаций. 1.Гранулометрические классификации, основанные на размере обломочного материала пород. 2.Классификация по форме зерен, отражающей степень окатанности обломочного материала. Согласно данной классификации выделяют две группы обломочных пород: с окатанными обломками и с неокатанными обломками. 3.Классификация по сцементированности обломков. Согласно данной классификации обломочные породы подразделяются на рыхлые (размокающие) и сцементированные (неразмокающие). 4.Классификация по минеральному составу обломочного материала. Согласно данной классификации выделяют 4 градации сметанности обломков по составу: а) мономиктовые или мономинеральные породы, когда более 90% обломков сложены одним минералом; б) олигомиктовые, т.е. малосметанные, - содержание преобладающего компонента по минеральному составу снижается здесь до 90-75%; в) мезомиктовые, среднесмешанные содержание преобладающего компонента по минеральному составу составляет в породе уже лишь 75-50%; г) полимиктовые (многокомпонентные) или полиминеральные, т.е. сильносмешанные, когда содержание ни одного компонента не превышает 50%. Ниже предложены общие классификации экзогенных обломочных пород, где учтены все четыре типа классификации, перечисленные выше, позволяющие быстро диагностировать данные породы. Псефитовые обломочные породы классифицируются в зависимости от размерности обломочного материала, окатанности и неокатанности обломков и также от степени литификации: рыхлые они или сцементированные. Псаммитовые обломочные породы классифицируются в зависимости от того: рыхлые они или сцементированные, а также от минерального состава обломочного материала (см. таблица) Алевритовые обломочные породы классифицируются аналогично псаммитовым в зависимости от того: рыхлые они или сцементированные, а также в зависимости от минерального состава обломочного материала (см. таблица). 4.2. ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ЭКЗОГЕННЫХ ОБЛОМОЧНЫХ ПОРОД 4.2.1. Источник и мобилизация материала Источником материала для формирования экзогенных обломочных пород являются любые ранее существовавшие породы (магматические, метаморфические, осадочные), подвергшиеся механическому разрушению. При таком разрушении никаких химических реакций не происходит, процесс разрушения выражается только в раздроблении породы. Результатом разрушения являются скопления обломков первичной породы той или иной крупности. Этот процесс носит название гипергенез. Он может идти механическим путем (физическое выветривание) и химическим путем (химическое выветривание). При формировании экзогенных обломочных пород преобладает процесс физического выветривания. Механическое разрушение (выветривание) происходит в результате напряжений, которые возникают внутри пород вблизи поверхности. Эти напряжения являются результатом: -суточных колебаний температуры; -давления воды, замерзающей в трещинах; -ударов волн в зоне прибоя; -абрадирующего (истирающего) действия водных и воздушных потоков, содержащих во взвешенном состоянии твердые частицы; -действия двигающегося льда (ледников); -разрушающего действия корневой системы и других причин. Суточные колебания температуры в условиях континентального климата могут достигать 300-500 . В результате этих колебаний происходит неравномерное нагревание наружных и внутренних частей горных пород, выходящих на поверхность. Наружные части принимают температуру окружающего их воздуха, а в случае прямого воздействия солнечных лучей могут нагреваться значительно выше. Температура внутренних частей, вследствие ограниченной теплопроводности горных пород, в своих колебаниях отстает от температуры наружных частей. Поэтому наружные части породы под влиянием колебания температуры сжимаются и расширяются сильнее, чем внутренние. Между внутренними и наружными частями горных пород возникают напряжения, которые приводят к растрескиванию горных пород и дроблению их на обломки. Образуются трещины. Вдоль этих трещин, имеющих концентрический характер, происходит отслаивание наружных частей или так называемая десквамация, вследствие которой острые углы сглаживаются и выходы горных пород приобретают округлые очертания и скорлуповатую отдельность. Периодическое нагревание и охлаждение горных пород приводит также к возникновению механических напряжений на границах зерен минералов вследствие различия их коэффициентов теплового расширения. Любая полиминеральная горная порода в результате периодического нагревания и охлаждения, распадается на отдельные минеральные зерна. Чем крупнее размер зерен, тем скорее и легче происходит этот распад, так как размер напряжений увеличивается вместе с размером зерен. В породах тонкозернистых ( с размером зерна <0.5-1мм), а тем более скрытокристаллических, роль этого процесса ничтожна. Напряжение на границах зерен возникает и в породах, состоящих из одного минерала. В этом случае причиной напряжений является различие коэффициентов теплового расширения по различным направлениям внутри кристаллических зерен, что является следствием общего для всех кристаллических веществ закона анизотропности их физических свойств. В результате наблюдается распад на отдельные зерна таких мономинеральных пород, как мрамор, кварцит, пироксенит и др. Замерзающая в трещинах вода раскалывает горные породы на крупные обломки с острыми углами, а воздействие различных сил приводит к сглаживанию углов, к истиранию пород до тонкой пыли. Значительное разрушающее воздействие оказывает на породу вода. В холодное время года вода, проникающая в трещины, замерзает. При переходе в твердое состояние объем воды увеличивается » на 9%. Образовавшиеся при этом кристаллы льда расширяют трещины, ускоряя тем самым процесс разрушения породы. При этом образуются крупные обломки с острыми углами. Аналогичное разрушение происходит в случае кристаллизации в трещинах легкорастворимых соединений - кальцита, гипса и ряда других минералов. Такое же действие оказывает испарение воды и отложение в трещинах солей. Большую разрушительную работу производят текучая вода, волнение. Важным фактором разрушения являются снег и лед. Движущийся лед (ледник) выскабливает и сглаживает свое ложе, механически раздробляя горные породы. Значительную механическую работу производит ветер. Физическое выветривание приводит к образованию обломков пород и минералов различной величины - от крупных глыб диаметром в несколько метров до тонких частиц размером менее 0,005 мм. Характер выветривания в различных климатических зонах разный. В зависимости от рельефа, климата и гидрогеологичских условий местности преобладает тот или иной тип выветривания. Физическое выветривание преобладает в странах с резким континентальным климатом, в полупустынях и пустынях, а также в полярных и высокогорных областях. 4.2.2. Транспортировка продуктов разрушения Вслед за выветриванием и параллельно с ним происходит перенос продуктов разрушения. Перенос образовавшихся обломков обычно осуществляется следующими путями: под действием силы тяжести; водными потоками; ледниками; ветром; морскими течениями. Механический перенос продуктов разрушения происходит различными способами в различных геологических и физико-географических условиях. Перенос продуктов разрушения под действием силы тяжести. Непосредственно после разрушения эти продукты под действием силы тяжести могут перемещаться вниз по склонам возвышенностей. При большом угле наклона, превышающем угол естественного откоса, обломки пород могут скатываться вниз по склону. Если углы наклона значительно меньше, чем угол естественного откоса, и не превышает нескольких градусов, перемещение продуктов разрушения под действием силы тяжести происходит совершенно незаметно в течение весьма длительного времени, измеряемого десятками и сотнями тысяч лет. Это перемещение облегчается действием временных водных потоков, образующихся после дождей, таяния снега. Вследствие сползания по склонам возвышенностей происходит перемещение самого разнородного материала, начиная от глин и кончая крупными глыбами. При таком перемещении сортировки обломочного материала по крупности не происходит. В результате такого переноса образуются делювиальные (склоновые) и пролювиальные (у подножья склонов) осадки. В странах с равнинным рельефом делювий и пролювий представляют песчано-глинистые и глинистые отложения. В местностях с расчлененным рельефом временные потоки отлагают гравийно- галечниковые и песчано-глинистые осадки. В горах проливные дожди и быстрое таяние снега приводит к образованию бурных потоков (муров или селей), состоящих из воды, грязи и обломков. Сели стремительно вырываются из ущелий, снося все на своем пути и отлагая обломочный материал на предгорных равнинах. Эти отложения характеризуются полным отсутствием сортировки обломочного материала. Агент переноса и осаждения продуктов выветривания - текучие воды - дождевые, талые потоки и реки. Весьма большое значение имеет перенос продуктов разрушения водными потоками, имеющими постоянное русло и долину. Возникшие таким путем отложения называются аллювиальными. Перенос материала таким путем может происходить на значительные расстояния. В результате такого переноса часть материала перемещается внутри континента, давая начало континентальным аллювиальным отложениям, а значительная часть наиболее тонкого материала - глинистого, илистого, песчаного выносится за пределы континентов в моря и океаны, давая начало морским механическим осадкам. Речные воды перемещают громадное количество осадочного материала. Подсчеты показали, что все реки земного шара выносят за один год в конечные бассейны седиментации - моря, озера, океаны - около 13 млрд. т продуктов механического разрушения и около 5 млрд. т продуктов химического разложения материнских пород. Кроме того, значительное количество осадочного материала (аллювий) отлагается в руслах и долинах рек. Перенос обломочного материала и коллоидных частиц водными потоками происходит различными способами: путём волочения по дну; в виде грубой механической взвеси; в виде коллоидных(золы) и субколлоидных(суспензии) растворов. Волочение обломков по дну составляет около 96%, а во взвешенном состоянии – около 4%. При волочении по дну происходит истирание материала, окатывание обломков. Наиболее мягкие минералы и горные породы постепенно истираются, остающиеся обломки одновременно с увеличением степени окатанности и уменьшением в размерах по мере переноса ещё и обогащаются более твердым материалом, а при очень длительном переносе приобретают почти чисто кварцевый состав. Во взвешенном состоянии переносится материал, крупность которого не превышает нескольких сотых долей мм (не более 0,1 мм). В результате того, что частицы здесь отделены друг от друга водной средой, при переносе не происходит ни истирания более мягкого материала, ни округления углов, поэтому даже при длительном переносе обломки сохраняют угловатую форму и разнородный состав. Агент переноса продуктов механического разрушения - движущийся лёд. Перенос обломков горных пород может осуществляться ледниками, двигающимися с незначительной скоростью, (десятки - сотни метров в год). В настоящее время ледники занимают около 10% поверхности суши, покрывая территории полярных областей и вершины высоких гор. Ледники способны на своей поверхности и внутри себя переносить обломки любой крупности, вплоть до огромных глыб. При переносе ледниками сортировки материалов по крупности не происходит, не происходит и окатывания обломков. Таким образом, материал, перенесенный и отложенный ледниками в результате таяния льда, обладает теми же особенностями, что и материал делювиальных осадков. Материал, перенесенный ледниками, дает начало ледниковым отложениям, слагающим так называемые морены, располагающиеся в основном вдоль окончания ледника. Моренные образования представляют собой смесь глины и песка с гравием и валунами. Характерной особенностью морен является полное отсутствие сортировки материала. По периферии ледников - под действием воды, образовавшейся в результате таяния льда, формируются такие образования, как флювиогляциальные пески и ленточные глины. Важную транспортирующую роль обломков играют айсберги и припайные льды, образующиеся на границе с сушей и неоднократно взламывающиеся приливно-отливными течениями и сильными штормами. Общее количество обломочного материала, переносимого ледниками, не подсчитывалось. Имеющиеся единичные определения свидетельствуют о значительной роли ледников как фактора переноса и отложения продуктов физического выветривания (например, некоторые альпийские ледники выносят в год более 6000 м3 обломочного материала). На склонах гор в областях с нивальным климатом помимо переноса и отложения обломочного материала льдом, происходит перемещение и накопление морозного выветривания, образующих порой обширные каменные россыпи. Агент переноса обломочного материала - воздушные потоки - ветер.Значительную роль в переносе материала играет ветер. Отложения, перенесенные воздушными потоками, носят название эоловых. Они особенно характерны для пустынных областей и окружающих их зон. Перенос воздушными потоками происходит как волочением по поверхности, так и во взвешенном состоянии; главная масса материала переносится первым способом. Во взвешенном состоянии переносится наиболее тонкий материал - пыль, с крупностью частиц не превышающей сотых и десятых долей мм, а волочением - песчаный материал, с крупностью частиц до 1-2 мм. При особенно большой скорости воздушные потоки могут перемещать и более крупный материал, например, перекатывать гальки размером в несколько см. Перенос воздушными потоками во взвешенном состоянии может происходить на расстоянии в несколько сотен км. Так, пыль, выдуваемая из Сахары, оседает на северном побережье Средиземного моря. Однако основная масса материала отлагается в зоне, непосредственно окаймляющей область пустынь. В процессе переноса обломочные частицы окатываются и сортируются по размеру. Эоловые пески являются наиболее отсортированными. В результате деятельности ветра образуются барханы и дюны, песчаные гряды и бугры. В областях с засушливым климатом осадки выпадают редко и обычно в виде кратковременных обильных ливней. У подножия гор после таких ливней возникают веерообразные конусы выноса обломочного материала. Агенты переноса продуктов разрушения – морские и озёрные течения и волнения. В морские и озерные бассейны поступают с суши растворенные в воде вещества и часть обломочного материала, не осевшего на путях переноса. Значительная масса обломочного материала попадает в водоемы в результате размывания (абразии) берегов. Главными агентами переноса в водных бассейнах являются течения и волнения. Течения вовлекают в круговорот почти всю толщу воды шельфа до глубины 200-250 м и иногда большую - до глубины 1000-2000 м. Скорость морских течений колеблется от 0,01 до 2-3 м/сек и более. Ареной действий течений является почти вся акватория водных бассейнов, но наиболее интенсивные действия их наблюдаются в периферической части бассейнов. Существуют транзитные течения пересекающие огромные водные бассейны. Примером такого течения является Гольфстрим, пересекающий Атлантический океан. Морские течения переносят огромное количество обломочного и другого материала. Об истинных размерах этого переноса мы не имеем пока правильного представления. Работа морских течений сочетается с деятельностью волн. Ареной действия волн является главным образом прибрежная зона литорали и сублиторали. Ветровая волна, воздействующая на осадок, сортирует материал по крупности, формирует текстуру осадка и осуществляет перенос, обломочного материала. Подходя к берегу под косым углом, она выбрасывает на пляж обломочные частицы, которые смываются обратным потоком воды. И все это повторяется вновь и вновь. Таким образом, осадки перемещаются вдоль берега на десятки километров. Волна, подходящая к берегу под прямым углом, выбрасывает обломочный материал на пляж, способствуя формированию пляжных накоплений. Материал, поступающий с суши, перерабатывается морем - происходит механическая обработка частиц, их окатывание, сортировка по размеру и удельному весу, разнос по площади бассейна и отложение. Разнос и отложение регулируется гидродинамикой бассейна. Обычно основная масса обломочного материала захороняется на периферии вблизи берега. Грубообломочный материал откладывается на пляже и у берега, песчаный и алевролитовый - в области мелководья и только глинистый - в центральной части бассейна. Благодаря деятельности волн на пляже происходит обогащение осадков тяжелыми минералами. Таким путем образуются россыпные месторождения титана, циркония, редких земель и др. Изменчивость морских течений и их периодичность является причиной образования песчаных и алевритовых осадков с диагональной слоистостью прибрежно-морского типа. В процессе разноса и отложения обломочного материала в водных бассейнах осуществляется разделение его по размеру частиц и удельному весу и дальнейшее отделение обломочного материала от глинистых и растворенных веществ. Значение различных агентов переноса продуктов разрушения различно для различных климатических зон: гумидного, аридного и нивального климата. В областях с гумидным климатом главными агентами переноса обломочного материала являются текучие воды дождевые, талые и реки, второстепенными - ветер, сила тяжести; в морских и озерных бассейнах большую роль играют морские течения и волнения. В областях с аридным климатом главным агентом переноса является ветер. В областях с нивальным климатом главный агент переноса - движущийся лед. Второстепенное значение имеет перемещение и накопление обломков на склонах гор и возвышенностей под действием силы тяжести, а по периферии ледников - под действием воды, образовавшейся в результате таяния льда. 4.2.3. Отложение продуктов механического разрушения Вслед за переносом происходит осаждение продуктов физического разрушения и формирование осадка, состоящего из обломков. Причина отложения обломков уменьшение скорости транспортирующей среды - водного или воздушного потока. Сначала откладываются обломки, переносимые волочением, затем - тонкий материал, переносимый во взвешенном состоянии. Механическое отложение осадков сопровождается так называемой, механической осадочной дифференциацией вещества. Сущность её заключается в сортировке продуктов разрушения по крупности, составу и удельному весу. Крупные и более тяжелые обломки отлагаются вблизи места их образования, в то время, как мелкие и более легкие частицы уносятся от области сноса значительно дальше. В то же время по мере удаления обломков от места разрушения исходных пород, обломки в процессе переноса все сильнее и сильнее истираются, а менее химически стойкие минералы разлагаются. В результате в отдалённых местах от области сноса происходит обогащение обломочного материала устойчивыми к выветриванию минералами и твердыми компонентами, и в первую очередь - кварцем. В результате такой сортировки горные области окаймляются полосой грубообломочных осадков, далее от источников сноса располагаются пески и еще дальше - глинистые осадки. Аналогичная картина наблюдается в водных бассейнах по мере движения от берега к центру (рис.). Сортировка обломочных частиц по плотности приводит к образованию россыпных месторождений золота и платины, приуроченных к горным участкам рек, характеризующимся высокой подвижностью водной среды. Например, тяжелая фракция акцессорных минералов обогащается наиболее устойчивыми к выветриванию минералами: рутилом, цирконом и ильменитом. В благоприятных условиях образуются промышленные скопления этих минералов. Главными факторами механической осадочной дифференциации являются: 1) рельеф поверхности суши и дна водных бассейнов в зоне транспортировки; 2)количество областей питания осадочным материалом и расстояние от них до места осаждения; 3)климат; 4)среда переноса (вода, атмосфера, ледники); 5)режим среды переноса (замедление, ускорение, пульсация, скорость движения). В процессе развития Земли роль отдельных факторов бывает различной. Важное значение, при этом, имеет и сам характер осадочного материала, т.е. его физико-химические свойства, значительно влияющие на осадочную дифференциацию. Это плотность, механическая устойчивость, химическая активность, растворимость. Дифференциация начинается на суше уже в коре выветривания. Здесь происходит отделение растворенных веществ от остаточных продуктов выветривания, т.к. процессы физического и химического выветривания часто идут одновременно, сопровождая друг друга. Дифференциация продолжается на путях переноса продуктов разрушения и завершается в бассейнах седиментации, где происходит рассортировка обломочного материала – отделение валунов, гальки, песка и алеврита друг от друга и от глинистых частиц, а также от растворенных веществ. В различных обстановках обычно проявляются все типы дифференциации (в водных бассейнах), т.е. помимо механической ещё химическая и хемобиогенная (рис.). Но в определенный период времени в данном месте преобладает один какой-либо тип дифференциации, определяя этим характер осадка (рис.). различных структурных зонах характерны различные черты седиментогенеза. Во-первых, неодинакова скорость осадконакопления: в геосинклиналях она больше, чем на платформах; во вторых, заметные различия имеются в характере осадков: в геосинклиналях наблюдается обилие терригенных и вулканогенных, в том числе грубообломочных и полимиктовых осадков слабой разложенности, преобладание обломочного материала над хемогенным, в то время как на платформах накапливаются преимущественно сортированные отложения мономинерального состава и нет или мало вулканогенного материала. Стадия седиментогенеза разделяется на 2 этапа: склоново-долинный и бассейновый. В ископаемом состоянии чаще всего встречаются отложения второго этапа (бассейнового). 5. ВУЛКАНОГЕННО-ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ Вулканогенно-обломочние породы - это продукты деятельности вулканов. Их взаимодействия с вмещающими породами и окружающей средой. Основными компонентами пород являются пирокласты (pyr -огонь; klasto - ломать). Они образуются в результате эксплозий (exploz - взрыв) в вулканическом аппарате. Пирокласты принято делить на витрокласты, кристаллокласты и литокласты (рис. 18). Витрокласты - продукты эксплозии охлажденных, но перекристаллизованных лав, насыщенных газовыми и парообразными компонентами. Лава может быть в разном состоянии - жидком, полужидком, вязком, твердом. В связи с этим взрывающиеся в ней пузырьки с газом и водой обусловливают появление разных форм витрокластов. Наиболее часто встречаются рагульчатые и серповидные формы, реже фьяммеподобные (fiammeпламя) и пемзовые (пемзокласты). Все они изотропны. Виторокласты лав различного состава различаются по показателю преломления и по характеру очертания обломков. Витрокласты кислого, состава имеют показатель преломления меньше канадского бальзама (n~1,50-1,52) и рагульчато-серповидную и пелуокластическую форму. Витрокласты кисло-, среднего, субщелочного и щелочного состава имеют показатель преломления близкий к канадскому бальзаму (n=11,52-1,54) и фьяммеобразную форму. Витрокласты среднего и основного состава имеют показатель преломления >1,54. Обломки имеют каплеообразную форму и часто содержат примесь рудных непрозрачных минералов. Кристаллокласты это продукты эксплозии полукристаллических и раскристаллизованных лав. Кристаллокластами чаще всего становятся фенокристаллы кварца, санидина, реже биотитов, роговой обманки, пироксенов. Именно они первыми формируются в магме, часто в виде порфировых выделений и подвергаются деформациям при взрывах в магматической камере. Кристаллы выглядят расколотыми обычно по спайности, имеют трещинки и следы выкалывания из эффузивов. Литокласты - это продукты эксплозий застывших полукристаллических и кристаллических пород, сохранивших в обломках свойственную им микроструктуру. По особенностям структуры можно узнавать состав магм в вулканическом аппарате. Наиболее часто в литокластах наблюдаются гиаллопилитовые, пилотакситовые, интерсертальные структуры, соответствующие андезито-базальтовым магмам. Реже отмечаются в литокластах структуры, соответствующие кислым и щелочным магмам (аллотроморфнозернистая и трахитовая структуры). Пирокласты могут смешиваться с магмой, а могут удаляться от вулканического аппарата на значительные расстоняния. Попадая в осадок, обычно быстро литифицируются, превращаясь в твердую, напоминающую вулканическую магматическую породу. Пирокласты, падающие в виде охлажденного пепла и сохраняющие какое-то время рыхлое состояние принято называть тефрой. Пирокластический материал и, прежде всего, тефра, попадая в пути водного переноса, может перезахороняться. В этом случае он называется тефроидным. В процессе транспортировки пирокластический материала смешивается с терригенным. Последний отличается большей пестротой состава, окатанностью, присутствием органогенных компонентов и растительного и животного происхождения. Смешанный материал принято называть вулканомиктовым (лат. мixtus - смешанный). Породы с пирокластическим материалом принято классифицировать с учетом его количества, особенностей, смешения с магмой или терригенным материалом, характера и степени литификации и размерности обломков. Классификация вулканогенно-обломочных пород была принята в 1981 году и утверждена петрографическим кодексом. Ведущий вклад в ее разработку внесли геологи института вулканологии Дальневосточного отделения РАН в г. Петропавловске-Камчатском. Классификация табл. В соответствии с классификацией принято выделять вулканокластические и вулканогенно-осадочные породы, различающиеся количеством в них пирокластического материала. 5.1.ВУЛКАНОКЛАСТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ Лавобрекчии, автомагматические брекчии, кластолавы, туфолавы. Это породы образующиеся при излиянии магмы, ее частичного затвердевания и последующим раскалыванием, а также при перемещении и захвате окружающего обломочного материала. Общими особенностями таких пород являются: близкий состав и микроструктуры и обломков и цементирующих лав; обычно крупный размер обломков; близость к расположению к вулканическим аппаратам. Лавокластиты, гиалокластиты. Общей и характерной особенностью этих пород является наличие в застывшей лаве крупных обломков ее ранее затвердевших образований пирокластического материала. Последний может быть различного состава и иметь размер обломков широкого диапазона. Лавовый цементирующий материал чаще андезитобазальтового состава, как наиболее пластичный, растекающийся на значительные территории от вулкана. Агглютинаты - породы вулканических аппаратов, представляющие собой спекшиеся брызги кипящих лав. Это обычно вишнево-красные комковатые очень крепкие породы. Их обломочный материал имеет сложную обрывочную конфигурацию и различные размеры. Состав и микроструктурные особенности близки. Обычно это гиалокласты средне-кислого состава. Характерна интенсивная гематитизация обломков и обрывков магм по периферии. Она возникает при окислении минералов, содержащих железо. Экзотермические реакции его окисления до гематита способствуют крепчайшему спеканию обломков. Игнимбриты и спекшиеся туфы - это продукты "палящих" туч. Породы сложены спекшимися, сплюснутыми каплями и вытянутыми пирокластами, выпадающими из туч в процессе их перемещения. Взрывающиеся вулканические аппараты обычно содержат обводненные, насыщенные газами, часто ликвированные кислые магмы. В связи с этим состав выпадающего пирокластического материала имеет существенно кислый и субщелочной состав. Среди пирокластов много фьяммеобразных стекловатых капель и полос. Такие особенности характерны для игнимбритов, в то время как для спекшихся туфов более типичны мелкообломочные пестрые по составу пирокласты с микрогранулярной почти изотропной цементирующей массой. Размерность обломочного материала преимущественно псаммито-псефитовая, зависящая от дальности тренспортировки. Текстуры пород ориентированные, полосчатые, нередко флюидальные. Тефры - это рыхлые серые породы различных оттенков. Они состоят из обломков пузырчатых лав, обычно сферичной формы, разных, преимущственно мелкопсефитовых размеров. Среди сферичных обломков отмечаются крупные и мелкие лапилли, а также вулканический песок и структуры обломков стекловатые и микрокристаллические. Состав дацитовый, андезитовый, риолитовый. Тефры накапливаются вблизи действующих вулканов и широко распространены на современной поверхности вдоль гряды Камчатских вулканов. Туфы - наиболее распространенные вулканогенно-обломочные породы. Это литифицированные породы, прошедшие стадии диагенетических и последующих эпигенетических преобразований. В породах содержится > 90 % пирокластов. Породы плотные, нередко с пониженным удельным весом. Цвет пород, текстурно-структурные особенности, агрегатное состояние обломков и их состав довольно разнообразны. Перечисленные признаки пород используются при детальном их изучении и классификации. Среди туфов по размерности обломочного материала выделяют: агломератовые, крупнопсефитовые, мелкопсефитовые, псаммитовые, алевритовые и пелитовые (см табл.). По агрегатному состоянию обломков выделяют витрокластические, кристаллокластические, литокластические и смешанные разновидности. Нередко по особенностям состава и микротекстур пирокластов можно установить и состав исходных магм риолитовые, дацитовые, андезитовые и др. Туфы активно вовлекаются в процессы диагенетических и последующих преобразований. На стадии диагенеза обломочный материала, как крайне нестабильный в новой физикохимической и термодинамической обстановке, начинает быстро изменяться. Стекловатые пирокласты девитрифицируются (раскристаллизовываются), по ним активно развиваются серицит, глинистые минералы, цеолиты лимонит. При гидратации стекловатых обычно кислого состава туфов, образуются в изобилии опал и халцедон, которые превращают их в кремнеподобные породы. Литокластические туфы. Более основного состава претерпевают карбонатизацию, хлоритизацю, лиимонитизацию. Нередко и в них появляются цеолиты, в частности, анальцим. Вторичные преобразования туфов приводят в одних случаях к улучшению пустотного пространства, в других - к его уплотнению и полному запечатыванию. Улучшению коллекторских свойств туфов способствуют процессы выщелачивания пород на стадии наложенного эпигенеза. Это происходит в случае развития процессов углекислотного метасоматоза, сопровождающих вулканические процессы на заключительных, обычно сольфатарных этапах их развития. Углекислотный метасоматоз приводит и к интенсивной аргиллизации всех вулканогенно-обломочных пород. Продукты аргиллизации - глинистые породы с мелким пирокластическим материалом обычно образуются при так называемом "грязевом" вулканизме, завершающем вулканический процесс. Образовавшиеся породы носят название пелитовых туфов или аргиллизитов. Обычно они перекрывают комплекс вулканогенно-обломочных пород. Преобразованные вулканогенные породы диагностируются с трудом, по реликтовой обломочной структуре, микроструктурным особенностям обломков. Их вторичным минеральным ассоциациям. Для вулканогенных пород в химическом составе обычно преобладание окиси натрия над окисью калия (Na2O>K2O). По этому признаку их можно отличать от экзогенно обломочных пород. Туффиты - вулканогенно-обломочные породы, имеющие пирокластический материал в количестве 50-90 %. Остальной материала пород представлен обломками и пелитовым материалом экзогенного происхождения. Таки породы образуются на значительном расстоянии от вулканов или являются продуктами перемыва и переотложения ранее образовавшихся туфов. Наиболее характерной особенностью туффитов является сочетание пирокластических и органогенных компонентов. Не менее характерна пестрота состава и структурных особенностей обломочного материала. Детальное изучение и классификация туффитов осуществляется по тем же признакам, что и туфов. Туффиты, также как и туфы активно подвергаются вторичным преобразованиям. Однако, наличие обломков, устойчивых к выветриванию пород и минералов, делает их менее уязвимыми для преобразований и позволяет их выделять, особенно на фоне интенсивно измененных туфов. 5.2. ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ Вулканогенно-осадочные породы - продукты смешения пирокластического и экзогеннообломочного материала с преобладанием последнего. Пирокластического материала в породах < 50 %. И в целом породы являются переходными к нормальным или экзогеннообломочным породам. Детализация пород, более дробная их классификация проводится по тем же признакам, что и туфовых и туффитовых пород. Преобразования вулканомиктовых пород также несут черты минеральных парагенезисов - в них появляются цеолиты, кремнисто-глинистые и карбонатно-хлоритовые новообразованные минералы. 5.3 ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ ПОРОД 5.3.1 Источник и мобилизация вещества Источником материала вулканогенно-обломочных пород являются древние и современные вулканические аппараты с их извергающимся магматическим субстратом. Движущей силой извержений является энергия разрастающихся магматических очагов, взаимодействие магм с вадозовыми водами вмещающих пород, экзотермические реакции окисления глубинных восстановленных компонентов 5.3.2 Транспортировка, осаждение и накопление материала Транспортировка вулканогенных компонентов осуществляется силой взрывов, эксплозий, энергией излияния магм. Дальнейшая транспортировка материала может осуществляться ветром, водными потоками, гравитационными силами. Накопление материала происходит вблизи действующих и действовавших вулканов. Вулканогенно-обломочные породы слагают плащеобразные покровы, мощность которых, разнообразие состава, гранулометрии и количество пирокластов среди обломков уменьшается от центральных частей к периферийным. 5.3.3 Постседиментационные преобразования На стадии диагенеза вулканические породы постепенно литифицируются, превращаясь в крепкие прочные породы. При этом существенно меняются состав пород и их структурнотекстурные особенности. Особенно быстро разрушаются вулканические стекла. Они раскристаллизовываются, гидратируются, замещаются цеолитами, серицитами, опалом, халцедоном. Кристаллокласты и литокласты замещаются глинистыми, карбонатными и хлоритовыми минералами, окисленными формами металлов - окислами и гидроокислами железа и марганца и других металлов. Межобломочные промежутки вулканогенных пород, поры в процессах ката и метагенеза в обломках обычно заполняются новообразованными продуктами. Однако в условиях последующих проявлений углекислотных процессов, обычно сопровождающихся выносом петрогенных компонентов, может возникать новообразование вторичной пористости. Последующие за активным вулканизмом фумарольно-сольфатарные процессы ведут к еще более интенсивному изменению пород - их аргиллизации или полному превращению их в глинистые и кремнистые минералы. Глинистые породы Глинистые породы по условиям образования занимают промежуточное положение между обломочными и хемогенными породами. Их образование связано с химическим разрушением пород, в первую очередь с гидролизом силикатов и алюмосиликатов, но их не относят к химическим осадкам, так как глинистые минералы отлагаются механическим путем, а не выпадают из растворов. Глинистые породы составляют более половины всего количества осадочных пород стратисферы и поэтому имеют большое значение для человека. Самое важное значение в диагностике глинистых пород имеет выявление глинистых минералов. Наиболее распространенные среди них относятся к рядам каолинитов, монтмориллонитов и иллитов-гидрослюд (с глауконитом). Меньшим распространением в образовании глинистых пород пользуются палыгорскит, сепиолит, бейделлит и некоторые другие глинистые минералы. 6.1. СТРОЕНИЕ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ Рис. 20. Строение кристаллической решетки минералов группы каолинита Глинистые минералы имеют слоистый тип структуры, что отражается на их виде уплощенная листоватая форма. Главный элемент их строения - слои тетраэдрической (окислов Al и Si) и октаэдрической (окислов Mg, Fe и Al) упаковки элементов. Различают двухэтажные (каолинитовые) и трехэтажные (смектитовые) пакеты слоев. Двухслойный (или двухэтажный) пакет состоит из тетраэдрического и октаэдрического слоев. (Рис. 20). Трехслойный пакет состоит из двух тетраэдрических и расположенного между ними, октаэдрического слоя. (Рис. 21.) Слоистое строение сильно отражается на физических свойствах минералов. Так, двухслойные пакеты каолинита плотно прилегают друг к другу и часто образуют хорошие кристаллические, изометричные или червеобразные формы, хорошо видимые под микроскопом. Трехслойная структура монтмориллонита предполагает водородную связь между пакетами, что отражается в сильном поглощении воды этим типом глин и их разбухании. Часто в межслоевые промежутки смектитов вместо воды внедряются ионы калия. В этом случае образуются гидрослюды - не разбухающие минералы. Гидрослюды и монтмориллониты, таким образом, относятся к смешанно-слойным (смектитовым) образованиям. Они легко переходят друг в друга, так как имеют одинаковую трехслойную структуру. Выделение глинистых пород в самостоятельный класс обусловлено тем, что ведущая роль в них принадлежит глинистым минералам. Эти минералы обладают уникальной способностью, взаимодействуя с окружающей средой, менять свои свойства: поглощать и отдавать воду и другие вещества, менять объем, пластичность и т.д. Важными диагностическими признаками глинистых пород является цвет, структура, текстура и минеральный состав изучаемых горных пород. Цвет глин зависит от состава глинистых минералов, но в большей степени от примесей. Почти все основные глинистые минералы - каолинит, монтмориллонит, гидрослюды в чистом виде имеют белые, светлые окраски. Примеси в зависимости от их состава (окислы железа, марганца, органическое вещество) окрашивают породы в разные цвета. Хлорит и глауконит придают породам зеленовато-голубоватые окраски. Глины дают при насыщении водой пластичное тесто, которое могут сохранять при высыхании, а после обжига сохранять его на длительное время. По степени связи глинистые породы делятся на собственно глины (рыхлые, размокающие в воде), аргиллиты (сцементированные, не размокающие в воде) и глинистые сланцы (метаморфизованные глины со сланцеватой текстурой). 6.2 ПРОЦЕССЫ ФОРМИРОВАНИЯ ГЛИНИСТЫХ ПОРОД 6.2.1 Источник вещества и его мобилизация Основной процесс приводящий к образованию глинистых пород - выветривание других горных пород. Источником вещества для образования глинистых минералов служат алюмосиликатные породы и алюмосиликатное стекло выветривающиеся на суше, реже в море. Источником глинистых минералов могут быть разрушающиеся породы под действием других геологических процессов - гидротермального (вынос глинозема и кремнезема под действием физико-химических факторов), гальмиролиза на дне океана и др. Основная часть глинистых минералов образуется метасоматическим путем - путем разрушения алюмосиликатных минералов под действием воды (гидролиз) при широком участии СО2, бактерий и при решающем влиянии рН среды. Каркасные структуры силикатов под действием воды замещаются на слоистые, при этом кислая среда (рН<7) способствует образованию минералов группы каолинита, а щелочная (рН>7) группы монтмориллонита. Гидрослюды могут образоваться как в кислой, так и в щелочной среде при широком участии щелочных металлов. Некоторые минералы образуются только в ограниченных кислотно-щелочных условиях среды. Na-монтмориллонит характерен для среды с pH>9; Са-монтмориллонит для среды с pH 9-8; каолинит в торфяниках образуется при pH 5-4, а в гидротермах при pH 2-3. Реже глинистые минералы могут образоваться синтетическим путем при выпадении их из природных растворов. В этом случае минералы обладают совершенной кристаллической структурой, чем отличаются от многократно перемытых, разрушенных и переотложенных глинистых минералов кор выветривания и осадков. Часто синтетическим минералом является глауконит. Некоторые глинистые минералы могут испытывать трансформацию, переходя из одного минерала в другой. Трансформация чаще встречается при развитии гидрослюд по монтмориллониту, при переходе галлуазита в каолинит, при мусковитизации глидрослюд, при переходе одних глинистых минералов в другие при изменении рН. Основная область формирования глинистых минералов - кора выветривания, которая в географических областях развития современных латеритов может достигать 100 м. В зависимости от типа исходных разрушаемых пород формируются те или иные минералы. По основным и ультраосновным магматическим породам, богатым Fe и Mg образуются железистые и магнезиальные смектиты, хлориты, серпентины, сепиолиты, палыгорскиты, гидробиотиты, нонтрониты, по кислым и обедненными фемическими элементами первичным породам - гидромусковиты, монтмориллониты, каолиниты и т.д. Не менее важной сферой формирования глинистых минералов, являются процессы наложенного эпигенеза, особенно сопровождаемые воздействием растворов с СО2. 6.2.2 Транспортировка и накопление вещества. Формирование глинистых пород Основной фактор транспортировки глинистых минералов - поверхностные водотоки, реки, морские течения. Наибольшие массы смываемых и транспортируемых глинистых минералов на Земле накапливается вблизи озер, лагун и у подножия континентального склона. Основная часть океанического ложа океана покрыта тонким слоем осадка со значительным количеством глинистого материала. При отсутствии факторов переноса разрушающиеся горные породы и их продукты остаются на месте способствуя образованию глиноземистых пород (аллитов), которые также состоят из значительного количества типичных глинистых минералов. Накопление глинистых минералов и формирование глинистых пород происходит в разных фациальных обстановках. Морские глинистые породы распространены на шельфе ниже зоны действия волн и течений. Залегают они в виде линз и пластов небольшой мощности. Они имеют плохую сортировку материала и часто содержат примесь алевритового и песчаного материалов. Породы континентального склона и глубоких впадин отличаются лучшей сортировкой и большей дисперсностью глинистых частиц. Они часто содержат ископаемые остатки диатомей, радиолярий и фораминифер. Лагунные глинистые породы встречаются в виде пластов небольшой мощности. Они часто имеют примесь карбонатов, гипса и солей, характеризуются пестрой окраской. Озерные глинистые породы образуются в озерах, в областях с аридным климатом. Они часто имеют красную окраску за счет окисных минералов Fe. В их составе, содержатся ряд аутигенных минералов - карбонатов, сульфатов и др. В гумидном климате озерные глинистые породы приобретают темную окраску, обусловленную содержанием органического вещества. По типу рыхлых отложений, в которых также часто встречаются глины, различают делювиальные, пролювиальные, аллювиальные, элювиальные глины, ленточные глины ледников и т.д. Структуры глинистых пород микро- тонкозернистые, чешуйчатые, пелитовые. На изломе породы незернистые, излом часто раковистый. Иногда под микроскопом просматриваются колломорфные (например, оолитовые), фитопелитовые (с растительными остатками), обломочные, реликтовые структуры. Текстуры глинистых пород довольно разнообразные. Самая характерная слоистая (разной ориентировки, чаще горизонтально-слоистая) или неоднородная беспорядочная. Под микроскопом слоистая текстура хорошо видна по одновременному погасанию глинистых частиц пород, в отличие от беспорядочной - в которой частицы погасают не одновременно. Для глин характерна рыхлая, для аргиллитов плотная однородная текстура. Глинистые сланцы отличаются сланцеватой текстурой. Различают также сетчатую (петельчатую или текстуру огибания), гнездовидную (с неравномерными включения песка, примесей или аутигенных минералов), пятнистую (с неравномерной окраской), струйчатую, спутанную и другие текстуры. Основная характеристика глинистых пород производится по минеральному составу пород. Основные минералы глин образуют ряды глинистых пород. Каолинитовые глины или каолины сложены каолинитом, иногда галлуазитом, обычно белые, чистые (без примесей), не набухающие, жирные на ощупь. Каолиновые глины первичные, образующиеся в результате гипергенного метасоматоза, на месте выветривания алюмосиликатных пород характеризуются отчетливой реликтовой структурой и текстурой исходных пород. Эти глины не имеют слоистости, хорошо диагностируются под микроскопом благодаря крупнокристаллической лепидобластовой структурой в которой иногда выделяются идиоморфные крупные червеобразно изогнутые кристаллы каолинита. Последний свидетельствует о метасоматическом происхождении породы. Каолиновые глины вторичные, с обломочной структурой, образуются при переотложении механическим путем глинистых осадков, при перемыве кор выветривания. Для них типична примесь чешуек гидромусковита и кварца, и характерны слоистые (фрагментарно) текстуры. Смектитовые или монтмориллонитовые глины - это глины самой разнообразной окраски, легко "раскисающие", сильно набухающие под действием влаги, иногда черные (примесь ОВ). Глины могут увеличивать свой объем в 2-3 раза, за счет увеличения межплоскостных расстояний между слоевыми пакетами минерала. Смектиты - общее название группы для К-монтмориллонита (собственно монтмориллонит), Na-монтмориллонита (бентонит), Са- монтмориллонита (имеет разные географические названия). Смектитовые породы обладают лепидобластовой, чешуйчатой структурой, иногда реликтовой или тонкообломочной структурой. Слоистость их тонкая или отсутствует. В составе часто содержится известковая примесь. Гидрослюдистые (иллитовые) - одни из самых распространенных в стратисфере. Они образуются чаще всего по всем другим глинам в щелочных условиях среды, при достаточном количестве калия. Структура пород чешуйчатая, лепидобластовая, обломочная. Отличаются они от каолинитовых повышенным содержанием щелочей. Глины могут состоять и из разных минералов. В этом случае говорят о мезомиктовых и полимиктовых глинах. Обычно они преобладают над мономинеральными. Это говорит о том, что большая часть глин континентальных отложений образовалась путем механического перемывания. Аргиллиты - уплотненные и сцементированные (окаменевшие) глинистые породы. Они не размокают в воде и лишены пластичности в отличие от глин. Лишь аргиллиты, содержащие монтмориллонитовые минералы, могут разбухать. Аргиллиты окрашены и имеют разные оттенки, также как и первичные глины, по которым они образуются. Наиболее распространенные минералы аргиллитов - гидрослюды, т.к. в диагенезе именно они замещают другие минералы. В виде примесей часты кварц, слюды, полевые шпаты, иногда хлорит, карбонаты, аморфный кремнезем, окислы железа, органическое вещество. Структуры аргиллитов пелитовые и обломочные (с примесями). Текстуры могут быть ориентированные, слоистые (с одновременным погасание под микроскопом). Встречаются также массивные, плотные, плитчатые их разновидности. Катагенез и метагенез характеризуется более глубокими преобразованиями глинистых пород. Уже на стадии позднего катагенеза глинистые минералы пород перекристаллизовываются в гидрослюды и хлориты. При этом изменения глинистых минералов происходят быстрее чем, преобразования сопровождающих обломочных компонентов. Позднее, на стадии метагенеза появляется серицит. Постепенно это приводит к образованию глинистых сланцев. Глинистые сланцы - плотные сланцеватые глинистые породы, не размокающие в воде, прошедшие стадии ката- и метагенеза. Породы окрашены в различные тона - черные, бурые, зеленые и т.д. Главный диагностический признак - сланцеватость и способность раскалываться на тонкие плитки толщиной в несколько миллиметров. Сланцеватость может совпадать и не совпадать со слоистостью. Излом пород ровный, гладкий по сланцеватости и неровный, занозистый, поперек сланцеватости. В породах может проявляться плойчатость глинистых пород - результат пластических деформаций в активных тектонических зонах. Главные минералы этих пород - гидрослюды с новообразованиями метаморфического происхождения - серицитом, хлоритом, вторичным кварцем и др. Различают виды сланцев - аспидные, грифельные, кровельные, филлиты и т.д. Широко распространены в природе так называемые черные сланцы - уплотненные глинистые породы с высоким содержанием (чаще 2-5%, иногда до 20 %) захороненного органического вещества. ОВ придает породам черный цвет, жирный блеск, иногда характерный запах в свежем сколе. В зависимости от типа органического вещества (керогена) они подразделяются на разные типы сланцев - битуминозные, углистые сланцы, доманиковые и др. Черные сланцы, насыщенные сапропелевым ОВ (кероген типа II) являются нефтематеринскими. С черными сланцами благодаря их широкому распространению связаны многие месторождения черных, цветных и редких металлов, месторождения U и Au. Черные сланцы часто имеют собственные географические названия - менилиты, кукерситы, бажениты и т.д. 6.2.3 Преобразования глинистых пород Глинистые породы сформироввашись в седиментгенезе, преобразуются на последующих стадиях литогенеза: в диагенезе, ката- и метагенезе, а также наложенного эпигенеза. На стадии диагенеза в глинистых породах происходит деградация глауконита, некоторое преобразование терригенных слюд, начинается образование аутигенного каолинита, часто в порах песчаников. Туфы в диагенезе преобразуются в смектитовые или каолинитовые породы, хотя возможности для этого у них меньшие чем в гипергенезе и раннем катагенезе. Катагенез, особенно ранний, более продуктивен для образования глинистых минералов за счет алюмосиликатных компонентов пород, чем диагенез. Условия раннего катагенеза во многом аналогичны влажным тропикам: высокие температуры (30-70°С и выше), большая влажность, обусловленная высокой начальной пористостью (больше 50%), и геологическое время. В связи с этим в породах интенсивно идет глинизация полевых шпатов, также алюмосиликатных лито- и витрокластов, как наиболее неравновесных компонентов в новых условиях. Каолинит в порах песчаников в основном образуется на стадии раннего катагенеза. Поздний катагенез для глинистых пород означает превращение размокающих глин в аргиллиты, т. е. их окаменение (потеря пластичности и способности размокать). Заметны и аградационные изменения глинистых минералов: увеличение слюдистой составляющей смешано-слойных образований, упорядочение кристаллической структуры и состава, уменьшение железистости глауконитов и увеличение магнезиальности железомагнезиальных хлоритов, исчезновение шамозитов, превращающихся в хлориты. В позднем катагенезе начинается исчезновение каолинита, вероятно, превращающегося в хлориты (при наличии Mg и Fe) и в серицит (при наличии Аl), а также превращение гидромусковита в мусковит. Типичными и основными минералами этой стадии являются гидрослюды, образующиеся по другим минералам и являющиеся устойчивыми на более поздней стадии стадии метагенеза. Появляются аргиллиты. Каолинит образуется часто при активном воздействии внедряющихся в породы флюидов, среди которых наиболее интенсивные изменения производят растворы насыщенные углекислотой (наложенный эпигенез). Подобные процессы характерны для обломочных и глинистых пород нефтегазоносных бассейнов, на породы которых большое воздействие оказывают образующиеся углеводороды. Глинистые породы связаны постепенными переходами с другими классами осадочных пород. Глинистые минералы в виде цемента постоянно присутствуют в обломочных породах (песчаниках и алевролитах). Глины часто соседствуют с карбонатным материалом, образуя мергели и глинистые известняки. Глинистые минералы в больших количествах могут встречаться в железистых, марганцевых, кремнистых, фосфатных, соляных породах, иногда достигая 50 % минерального состава этих пород. Глинистые породы часто являются вмещающими для накопления ОВ и формирования каустобиолитов. Мельчайший размер компонентов глинистых пород способствует активному захоронению органического вещества - отмирающего планктона или растительных остатков. Почвы, которые являются основой жизни на Земле, также содержат в основном глинистые минералы. Тип почв обусловлен климатом и составом материнских, разрушенных до глин пород. Глины являются источниками минеральных веществ для растений. Методика литогенетического анализа Литогенетический анализ ориентирован на восстановление условия формирования и преобразования осадочных пород, их ассоциаций, комплексов и пространственногеологических связей с полезными ископаемыми. Он должен опираться на системное изучение осадочного вещества разных уровней его организации. В зависимости от иерархии уровней в литогенетическом анализе выделяется три этапа: первый этап литогенетический анализ осадочных пород; - второй этап - литогенетический анализ породно-слоевых ассоциаций; - третий этап - литогенетический анализ осадочно-породных бассейнов (формационный анализ). Данное учебное пособие ориентированно на первый этап литогенетического анализа. 7.1. ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД Литогенетический анализ осадочных пород предполагает выявление и генетическую интерпретаций следующих признаков пород: петрографических; экологических (палеонтологических, в частности); геохимических. Генетическая интерпретация в петрографических признаков - это анализ текстурных и структурных признаков пород, их компонентного и минерального состава. Текстурные признаки пород отражают, преимущественно, условия формирования осадочных пород и особенности их последующего преобразования. Структурные признаки указывают на процессы становления пород, на последовательность их проявления, характерные особенности смены одних процессов другими. Текстурно-структурные признаки с их генетической интерпретацией охарактеризованы в учебном пособии "Практическая петрография осадочных пород" [15], а также в учебной литературе [4,13, 24]. Характеристика их может быть привлечена к литогенетическому анализу пород. Компонентный и минералогический составы могут, с разной степенью достоверности и полноты, указывать на источник вещества для осадочных пород, на условия его мобилизации, формы переноса, факторы транспортировки, отложения и накопления осадка, особенности последующего его преобразования [7, 11, 15, 16, 24, 26]. Генетическая интерпретация экологических признаков - это анализ биоморфных и детритусовых остатков животных и растительных организмов, результат их жизнедеятельности и продуктов микробиологической к биохимической их переработки. Наличие экологических признаков дает информация о времени формирования пород, о климате, о среде обитания организмов, о ее температуре и газовом режиме, о солености и химизме вод, о возможной смене характера среды обитания, о причинах вымирания организмов, об особенностях разложения и условиях захоронения органических остатков и следов их жизнедеятельности. Значительную часть информации для генетической интерпретации экологических признаков можно найти в книге В.А. Наумова [26], а также в литературе по палеонтологии. Генетическая интерпретация геохимических признаков - это анализ химического, микроэлементного и изотропного состава пород физико-химических параметров содержащихся в них трещинно-поровых вод. Это также анализ особенностей захороненного органического вещества, его типа, состава и продуктов эволюции. Все эти данные позволяют углубить, расширить и уточнить информацию о геохимических условиях среды на всех стадиях формирования пород. Так, например, изотопный состав компонентов может уточнять природу вещества, является ли она биогенной или абиогенной. Физико-химические параметры поровых вод дают возможность уточнить их солевой состав, режим Eh и рН, возможность обитания микроорганизмов и их влияние на преобразование пород. Для уточнения геохимических условий формирования важна информация не только о химическом и микроэлементном состава, но и о соотношениях ряда элементов. Так, например, по часто используемому отношению Аl2O3/TiO2 можно судить о климате, по соотношению U/Аl2O3 об относительной роли эпигенеза и литогенеза в осадочных толщах, по соотношению биофильных элементов и биофобных можно судить об их основном источнике и т.д. Большое значение для представлений о геохимических условиях формирования пород имеют данные о захороненном органическом веществе (керогене). Информацию о нем можно получить в разделе 3.8 данного пособия, а также в ряде книг рекомендуемой литературы [5, 16, 28, 41]. В целом анализ петрографических, экологических и геохимических признаков дает фрагментарное представление об особенностях становления породы. Для более системного представления о генезисе пород необходимо рассмотреть полученную информацию в соответствии с этапами и стадиями их формирования, последовательно сменяющими друг друга во времени. При этом удобно воспользоваться таблицей 32, составленной Г.Ф. Крашенинниковым и дополненной авторами. Таблица 32 Основные этапы и стадии осадочного породообразования (по Г.Ф. Крашенинникову, с дополнениями авторов) Этап Стадия Мобилизация Перенос Накопление Диагенез Главный действующий фактор Выветривание, вулканизм Главный процесс Переход вещества горных пород и организмов в транспортабельное состояние Динамика и химизм Транспортировка транспортирующей вещества при среды преобладании живой силы среды Сила тяжести, Образование организмы, химизм нерастворимых среды соединений, осаждение и закрепление осадка на дне Иловые растворы, Взаимодействие микроорганизмы, вещества осадка со органические средой (превращение Принцип типизации По палеорельефу и палеоклимату, химизму магмы и типу извержений По фазовому состоянию среды и дальности переноса По физикогеографической обстановке, генетическим типам и фациям отложений По физико-химическим условиям в иле Катагенез и метагенез Наложенный эпигенез вещества Подземные воды, температура, давление Подвижные газоводные флюиды осадка в породу) Преобразование вещества пород Наложенная минерализация По степени ката- и метагенетических преобразований По особенностям химизма преобразующих флюидов Ориентируясь на таблицу, нужно всю полученную информацию использовать при восстановлении главных действующих факторов, главных процессов и главных особенностей каждой из стадий литогенеза и эпигенеза осадочных горных пород. Анализ стадии - мобилизации вещества предполагает выявление главных действующих факторов - гипергенных, вулканических, космических - и процессов перехода вещества в транспортабельное состояние. При этом следует опереться на компонентный состав пород, на особенности отдельных компонентов и их соотношения. Для анализа целесообразно привлечь данные таблицы 1. Для анализа источника материала, следует обратить внимание на петрографический, минералогический и химический состав компонентов. Воспользовавшись таблицей 2, можно установить петрографический тип питающей провинции, а в ряде случаев, и петрографический комплекс, класс, тип к даже разновидность исходных пород. При анализе стадии мобилизации вещества следует обратить внимание и на поясоклимат. При этом нужно привлечь и петрографические, и экологические, и геохимические признаки. Иногда их бывает достаточно, чтобы выявить аридный или гумидный климат (табл. 3). Чаще же они либо недостаточны, либо не согласуются с данными табл. 3. Такой материал может указывать на проявления нивального климата, переходного или осложненного какими либо явлениями. Он также может свидетельствовать в пользу аклиматического (например, океанического) типа литогенеза пород. В случаях сомнений, заостряется вопрос о климате, с целью обратить на него внимание на следующем, породно-слоевом уровне литогенетического анализа. Анализ палеорельефа а области мобилизации вещества осуществляется по многим признакам, в частности, петрографическим. К ним относятся: размер, форма, окатанность и сортированность обломочного материала; состав и соотношение устойчивых и неустойчивых компонентов и минералов в породах. При анализе на породном уровне эти признаки фиксируются, а заключение по ним делается на следующих уровнях анализа, при сопоставлении этих признаков в ассоциирующих горных породах и прослеживании их как в пространстве, так и во времени. Анализ стадии переноса - предполагает анализ форм и факторов переноса, фазового и химического состава среды, скорости переноса и некоторых других особенностей транспортирующей среды. Многие генетические аспекты этой стадии могут быть решены на данном уровне анализа. Значительный вклад в него дают данные таблицы 4, 6, 7. Существенным в анализе стадий переноса является вопрос о дальности транспортировки материала. Этот вопрос обычно решается на следующем ассоциативном, породно-слоевом уровне литогенетического анализа. Анализ стадии накопления пород - ответственный процесс. Лучше его начать с использования материалов раздела 1.2 и таблиц 5, 6, 7, 8. К анализу можно привлечь разрозненный материал учебной литературы [4, 6, 24, 27, 30] или воспользоваться монографиями М.Р. Лидера, Ю.П. Казанского, Р.К. Селли, посвященным процессу седиментогенеэа. Особенностью анализа этой стадии формирования пород является выявление физикогеографических обстановок накопления вещества, что требует привлечения фациального анализа [18, 19. 20]. Для выявления физико-географических обстановок накопления вещества хемогенноорганогенных пород, рекомендуется воспользоваться информацией раздела 3. Для уточнения положения отдельных разновидностей пород на фациальном профиле и относительно ассоциирующих пород можно обратится к схемам формирования пород соответствующих групп. Анализ особенностей седиментогенеза пород на стадиях переноса и накопления существенно дополняют результаты гранулометрического анализа [10]. Следует помнить, что наиболее точную и полную информацию о фациях и благоприятных условиях накопления вещества можно получить на следующих этапах литогенетического анализа. Анализ диагенеза - предусматривает изучение физико-химических параметров среды диагенеза среды превращения осадка в породу [24, 30, 35]. Главными и доступными среди них, освещенными в разделе 1.3, являются анализы среды осадкообразования - воздушная она или водная; анализа режима кислотности-щелочности и окислительно-восстановительного потенциала; режима солености вод. Признаки, позволяющие провести такой анализ, даны в таблицах 9, 10, 11. Особое внимание при анализе диагенеза должно обращаться на органическое вещество в разных формах его проявления. Должны выявляться крупные формы со скелетными остатками и микроорганизмы, насколько это возможно. Должны про слеживаться особенности разложения организмов, не только скелетных остатков, но и мягких тканей, должны просматриваться особенности взаимоотношения разлагаемого органического вещества с минеральными компонентами пород с иловыми растворами. Должны анализироваться особенности распределения захороненного органического вещества. Должен также по возможности устанавливаться тип захороненного органического вещества - тип керогена. Для анализа ОВ нужно воспользоваться разделом 3.8, а также рекомендуемой литературой [16, 28, 41]. Анализ эпигенеза должен начинаться с выявления текстурно-структурных признаков, характерных для стадиального эпигенеза (см. разделы 2.1 и 2.2). Последующий анализ должен проводиться е учетом особенностей каждого из них. Анализ стадиального эпигенеза рекомендуется проводить, изучив работы С.Л. Шварцева [45, 44] о роли воды а эволюции системы вода-порода. При анализа стадиального эпигенеза также полезно проследить степень уплотнения пород (табл. 12), особенности термодинамического режима обезвоживания глиноземистых и некоторых других минералов, а также особенности перекристаллизации и замещения минеральной массы породы. Завершить анализ стадиального эпигенеза целесообразно определением его фации и подфации с использованием признаков, приведенных в табл. 13. Анализ наложенного эпигенеза следует проводить, учитывая новообразованные минеральные проявления, а также особенности порообразования (раздел 2.2). По особенностям вторичного минералообразования, с учетом современных представлений об их происхождении, можно составить некоторую модель химизма тех процессов, которые обусловили их возникновение. 7.2. ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ ПОРОДНО-СЛОЕВЫХ АССОЦИАЦИЙ И ОСАДОЧНО-ПОРОДНЫХ БАССЕЙНОВ Породно-слоевые ассоциации и осадочно-породные бассейны - это объекты более высокого уровня организации вещества и последующих этапов изучения методами литогенетического анализа. Чем выше уровень организации объекта, тем сложнее становится его познание, а тем более - познание его генезиса. Это происходит не только и даже не столько потому, что объект исследования становится больше, а главным образом потому, что каждый более высокий уровень охватывает более обширный, а следовательно, и качественно более разнообразный и сложный круг природных генетических категорий. Поэтому он обнаруживает качественно новые стороны генезиса. Для генетических исследований необходимо построение литогенетических разрезов, карт, схем, моделей, К их анализу должен быть привлечен комплекс методов исторической геологии, динамической геологии, геохимии, учения о полезных ископаемых. Круг их может быть ограничен постановкой конкретных задач. Однако, при необходимости, он может быть и расширен за счет привлечения методов геофизики, гидрогеологии, гидродинамики, так как сложные объекты включают в себя многочисленные связи с явлениями, изучаемыми другими науками. Не ставя перед собой задачи генетической интерпретации столь сложных объектов, авторы оставляют за собой право дать общие рекомендации. Литогенетический анализ породно-слоевых ассоциаций и осадочно-породных бассейнов следует проводить с позиций их диалектического развития, с обязательным использованием системного и исторического подходов. 7.3. ПРИМЕР ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА В качестве примера литогенетического анализа на породном уровне организации осадочного вещества рассмотрим изучение генезиса фосфатных пород Томской области. Фосфатные породы были обнаружены в разрезах поисково-разведочных скважин нефтяных месторождений Чкаловской и Медведевской площадей на севере области. Они залегают среди обломочных пород георгиевской свиты верхнеюрского возраста мезозойских отложений Западной Сибири. Нижележащие отложения относятся к васюганской свите и представлены комплексом песчано-алевритовых пород, чередующихся с аргиллитами, углисто-глинистыми породами и углями. Залегающие выше отложения относятся к широко известной баженовской свите. Ее известность обусловлена нефтепроизводящими и нефтевмещающими свойствами, выдержанностью по мощности (~ 20 м) и по площади ~ 1млн.км2, а также высокой радиоактивностью и металлоносностью. Фосфатные породы георгиевской свиты - это желтые буровато-зеленые мелко обломочные породы с плотной однородной текстурой. Макроскопически они слабо отличаются от окружающих песчано-алевритовых пород. Отличия заключаются лишь в более густой темной окраске, повышенной твердости, хрупкости и трещиноватости пород. Однако резко выраженная реакция с молибденово-кислым аммонием, обнаруживающая высокие концентрации Р2О5, четко выделяет их на фоне слабого проявления общей фосфатности пород. Микроскопическое изучение пород показывает следующее. Текстуры пород неоднородные, пятнистые, полосчатые, слабоориентированные. Для них характерна тонкая трещиноватость и редкая пористость. Структуры пород обломочные с базальносгустковым цементом. Обломки пород имеют мелкопсаммитовую размерность. Они преимущественно угловатые, неокатанные, хотя среди них и имеется обломки сферической формы. Для них свойственна хорошая сортированность по размеру и по составу. В составе обломков основная роль принадлежит кварцу и, сравнительна небольшая ~ 15 %, щелочным полевым шпатам. В качестве единичных обломков встречается циркон. Цемент составляет около 30-40 % объема породы. Он сложен в основном однородным аморфным фосфатным веществом. Фосфатное вещество имеет своеобразный буроватый оттенок. Последний обусловлен тонкодисперсной примесью захороненного органического вещества и его битуминозными продуктами разложения. Песчаник мелкозернистый полевошпатово-кварцевый с фосфатным цементом (1), со сгустковым глауконитом (2) и глобулярными, частично раскристаллизованными скоплениями пирита (3). Видна наложенная трещиноватость катаклаза (4) с порами выщелачивания вдоль трещин, заполненными эпибитумоидами. Пятнами развит гранобластовый кальцит. Кроме фосфатного вещества а цементе в небольших количествах (~3%) обнаруживаются микропятнистые скопления округлых, с признаками раскристаллизации, стяжений сульфидов. Вероятно, первоначально это были глобули марказита, которые затем частично перекристаллизовались в пирит. На фоне фосфатного вещества также отмечаются скопления зеленоватых зерен глауконита. В тонких трещинах видны, и особенно хорошо в их небольших раздувах, проявления буроватых битумоидов. Тяготея к тупиковым трещинкам и порам, по породе развивается светлый кристаллический кальцит. Его количество также невелико 5%. ЛИТОГЕНЕТИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ породы позволяет получить данные об особенностях ее формирования на стадиях литогенеза и об особенностях ее эпигенетического преобразования на стадиях катагенеза, метагенеза и наложенного эпигенеза. На источник и особенности мобилизации вещества указывает компонентный и минералогический состав пород. Наличие обломочного и аутигенного материала в составе изучаемой породы позволяет говорить о том, что в его формировании принимали участие процессы, как связанные с бассейном седиментации, так и чуждые ему, проходящие на прилегающих территориях. Разнообразные по происхождению, по минеральному и химическому составу компоненты пород указывают на разнородные процессы и разные источники их мобилизации. Так наряду с процессами механического и физического выветривания, диспергирующего исходные породы и их механически устойчивые минералы до мелкообломочного состояния, немаловажную роль играли в подготовке материала химические и биохимические процессы. Это они переводили в подвижное состояние фосфор, железо, органические и другие компоненты в растворенное состояние. Это они способствовали разложению вещества до его тонкодисперсного состояния. Отсутствие пирокластических компонентов и оплавленных космических частиц указывает на стабильное тектономагматическое состояние литосферы в период формирования пород и отсутствие существенного влияния космических процессов. Говоря в целом о процессах мобилизации вещества при формировании материала осадочных пород, следует подчеркнуть, что в них принимал участие целый ряд факторов выветривания. Они способствовали интенсивному проявлению гипергенеза на прилегающих территориях, глубокому разложений исходных пород, возможному освобождений и выносу, такого весьма инертного компонента, каким является фосфор. Состав обломочного материала, в котором принимают участие салические минералы кварц и полевые шпаты, указывает на проявление в области питающей бассейн седиментации - пород гранитоидного состава. Об этом же саидетельствует акцессорный циркон. Наличие среди обломков наиболее устойчивых минералов и преобладание самого устойчивого среди них - кварца - свидетельствует о значительности времени воздействия на материал факторов перемещения, дифференциации. Состав цемента, наличие в нем большого количества пятиокиси фосфора, предполагает благоприятные условия для мобилизации этого компонента. Не исключено, что ото не только значительность факторов выветривания, но и наличие в области сноса пород, обогащенных Р2О5. Однако признаков, указывающих на их существование, обнаружить не удалось. Анализ климата с использованием признаков, приведенных в таблице 3, указывает на его переходный тип. Становление фосфатных пород начиналось с переноса материала в бассейн седиментации. Судя по наличию компонентов биохимического их разложения, в переносе обязательно участвовала вода. А вот обломочные частицы, судя по данным табл. 4, указывают как на возможность их переноса в водной среде, так и воздушными потоками. При этом перенос частиц в водной среде, в соответствии о зависимости Хьюлстрема, был относительно спокоен. Скорость переноса материала составила ~ 1 см/с или 3,6 м/час. Не исключается перенос обломочного материала и ветровыми потоками. На возможность такого переноса указывает хорошая сортировка обломочного материала по размеру, а также присутствие некоторого количества обломков сферической формы. В соответствии с зависимостью Тулэ скорость движения воздушного потока могла быть ~ 1-2 см/с (табл. 4). Климатические условия, в которых формируются изучаемые породы являются переходными от гумидных к аридным и характеризуются, как известно, параметрами рН 6-8. Именно такие величины рН наиболее благоприятны для освобождения фосфатных компонентов из минералов первичных пород и мобилизации их в раствор. Отсутствие реликтовых фосфатных пород и минералов говорит о том, что мобилизованный фосфор был унесен сравнительно далеко от исходных пород. Транспортировка Р2О5, судя по отсутствию обломков фосфатных минералов и пород и по отсутствию органогенного детрита, осуществлялась не в механических взвесях, и не организмами, а в растворенном состоянии и в непосредственной связи с буроватой тонкодисперсной массой органического вещества. Возможно миграция осуществлялась в виде сложных органических комплексов или в микробиологической среде. Накопление фосфатного вещества происходило в морской обстановке (табл. 5) огромного верхне-юрского бассейна Западной Сибири в условиях лагун или несколько удаленных от береговой линии. Динамика среды седиментации изучаемой породы, судя по признакам таблицы 6 была спокойной. Тем не менее, имеется признаки, указывающие на некоторые проявления ее активности: хорошая сортировка, отсутствие преобладания аутигенных минералов. Не исключено проявление ветровой активности. Рябь в породах не встречается - этот факт также указывает на относительно пассивную динамику водной среды или на накопление материала ниже базиса волн. Диагенез фосфатных пород протекал в обводненном осадке. Некоторые обломки, преимущественно полевошпатового состава, существенно коррелировала. Это указывает на химическую активность среды аутигенеза и ее воздействие на алюмосиликаты. Среда была насыщена не только разложенным органическим веществом, но и микроорганизмами. По гроздьевидным глобулям марказита-пирита можно говорить о существовании сульфатредуцирующих бактерий, по наличии сгустковых зерен глауконита скоплений микроорганизмов других видов. Анализ кислотности-щелочности сред диагенеза по табличным данным (табл., 9) указывает на переходный характер среды - от нейтральной, с рН 6-8, к щелочной, с рН>8. Анализ окислительно-восстановительной обстановки (табл. 10) также свидетельствует о переходе величины Eh от слабоотрицательных (наличие глауконита) к резкоотрицательным, о чем свидетельствует сульфиды, сапропелевое ОВ и фосфатное вещество. Соленость вод в осадке бала высокой, на что может указывать бедность и даже отсутствие фауны и флоры, за исключением микроорганизмов. Эпигенез фосфатных пород проявился и в стадиальном, и наложенном преобразовании. На стадии термобарического ката-и метагенетического преобразования пород произошел переход марказита в более устойчивый, при повышающихся Т и Р, пирит. На фоне округлых глобулей марказита, появились элементы огранки кристаллов пирита. Произошло также уплотнения пород - они стали хрупкими. Контакты некоторых сближенных обломков приобрели довольно протяженные конформные очертания. Кое-где в обломках кварца проявилась микротрещиноватость. Однако, фосфатное вещество езде не обнаруживает признаков раскристаллизации. По ряду признаков табл. 13 степень стадиального преобразования породы можно отнести к средней-поздней фациям катагенеза. Наложенный эпигенез также имеет место в преобразовании фосфатных пород. Порода подвержены воздействий стрессовых деформаций - в них много мелких связанных трещин катаклаза. Они секут хрупкий фосфатный цемент, охотно используют контакты с обломочным материалом, образуют сообщающуюся сеть микроканалов. Обращает на себя внимание наличие раздувов по трещинам, а также пор выщелачивания. Появление пористости, свидетельствует о существенном увеличении проницаемости пород на стадии наложенного эпигенеза. Причины развития пор выщелачивания, вероятно, обусловлены увеличивающейся кислотностью растворов при поступлении СО2. О том, что проявления углекислоты были, а затем их доступ прекратился, говорят новообразованные кристаллы чистого кальцита, запечатывающего участками поры в породе. Изучение битуминозного вещества, насыщающего фосфатный цемент и заполнявшего трещина и поры, позволяет предполагать два их разных вида происхождения. Битумоиды цемента сингенетичны аутигенному фосфатному веществу, а битумоиды трещин и пор являются продуктами наложенного эпигенеза. Уточнение такого вывода подтверждается данными люминесцентной микроскопии, обнаруживавшей разное свечение битумоидов и разными структурными взаимоотношениями с компонентами и текстурами породы. Итак, закончен схематический генетический анализ породы по этапам и стадиям ее формирования. При этом основной упор сделан на анализ петрографических признаков. Из экологических признаков были рассмотрены лишь проявления сульфатредуцирующих микроорганизмов, а из геохимических - рассмотрены особенности захороненного органического вещества и новообразованных эпибитумоидов. Хотелось бы подчеркнуть, что проводимые геохимические исследования пород с помощью ряда методов показали, что породы содержат максимально высокие среди других пород концентрации бора, повышенные количества переходных металлов и урана. Изучение распределения урана с помощью f-радиографии показало, что он равномерно рассеян в фосфатном цементе и, вероятно, входит в присутствующие здесь органоминеральные соединения. По полученным результатам изучения фосфатных пород, они могут быть отнесены к морским пластовым фосфоритам. Литогенетический анализ рассматриваемых осадочных пород на втором -породно-слоевом уровне организации вещества - следует проводить с учетом ассоциирующих пород, а также с учетом рис. 10 формирования фосфатных пород на фациальном профиле. Для литогенетического анализа на втором этапе необходимо рассмотреть в такой же последовательности генетические признаки всех других пород георгиевской овиты. Такой анализ должен сопровождаться построением карт и выявлением закономерностей пространственного изменения генетических признаков. 3атем их генетические признаки следует сопоставить с соответствующими признаками подстилающих и перекрывавших отложений и проследить закономерности изменения генезиса пород во времени. Проведенный литогенетический анализ фосфатных пород на породно-слоевом уровне в последующем показал, что породы образуются в области морского шельфа, относительно удаленного от береговой линии, в условиях трансгрессии, сопровождающейся сменой прибрежно-морских мелководных фаций (отложения васюганской свиты) на фации относительно глубоководного обширного баженовского моря (отложения баженовской свиты). Смена фациальной обстановки происходила на фоне меняющегося климата, факторов выветривания, динамики среды переноса, условий отложения и накопления осадочного материала. Все это заслуживает более детального изучения с привлечением комплекса других методов исследований, а также на следующем этапе литогенетического анализа - осадочно-бассейновом (формационном). Литература 1. Аширов К.Б. Геологическая обстановка формирования нефтяных и нефтегазоносных месторождений Среднего Поволжья. - М.: Наука, 1965. - 171 с. 2. Батурин Г.Н., Дубинчук В.Г. Микроструктуры океанических фосфоритов. Атлас микрофотографий. - М.; Наука, 1979. - 200 с. 3. Белоусова О.Н., Михина В.В. Общий курс петрографии. - М. Недра, 1972. - 331 с. 4. Бурлин Ю.К., Конюхов А.И., Карнюшина Е.Е. Литология нефтегазоносных толщ. - М.: Недра, 1991. - 286 с. 5. Волкова И.Б. Органическая петрология. М.: Недра, 1990. - 299с. 6. Гринсмит Дж. Петрология осадочных пород. - М.: Мир, 1981. - 252 с. 7. Дир. У.А., Хау Р.А., Зусман Дж. Породообразующие минералы. - М.: Мир, 1966, т.4. - 239 с. 8. Дмитриевский А.Н., Томилова Н.Н. Вторичная цеолитизация пород-коллекторов вулканогенных отложений нижнего триаса Вилюйской синеклизы. // Коллекторы нефти и газа на больших глубинах. Материалы II Всесоюзной конференции, посвященной 5О-летию МИНХиГП им. Губкина. - М.: МИНХиГП, 1980. - с. 163-166. 9. Дюфур М.С. Системное изучение ассоциаций горных пород. - В кн.: Вопросы стратиграфии, вып. 2, изд. .ЛГУ, 1979. с. 142-154. 10. Иванова Г.М. Гранулометрический метод анализа. Методические указания. -Томск; изд. ТПИ, 1976. - 15 с. 11. Иванова Г.М., Столбова Н.Ф. Практическая петрография осадочных пород. Лабораторный практикум. - Томск: изд. ТПИ, 1990. - 96 с. 12. Исупова И.Ф. Новый фактор разуплотнения пород в земной коре. Доклады АН СССР, т. 318, № 4, •1991. 13. Казанский Ю.П., Бетехтина О.А., Петров В.Г. и др. Осадочные горные породы (состав, текстуры, типы разрезов) - Новосибирск: Наука, Сиб. отд., 1990. - 269 с. 14. Карнюшина Е.Е. Вулканогенно-осадочные породы нефтегазоносных бассейнов СевероВостока СССР. - М. : МГУ, 1988. - 105 с. 15. Карнюшина Е.Е., Файер М.М., Чочиа Г.Л Вторичное минералообразование в ареалах месторождений нефти и газа. - М.: ВИЭМС, 1989. - 41 с. 16. Карнюшина Е.Е., Пронина Н.3., Чочиа Г.Л., Фадеева Н.П. Методы изучения вещественного состава пород и органического вещества в осадочных бассейнах. - М.: Изд. МГУ, 1990. - 192 с. 17. Конюшая Ю.П. Открытия советских ученых. Ч. I. - М.: Изд. МГУ, 1988. - 473 с. 18. Крашенинников Г.Ф., Волкова А.Н., Иванова Н.В. Учение о фациях с основами литологии. Руководство к лабораторным занятиям. - М.: Изд-во МГУ, 1988. - 214 с. 19. Кузнецов В.Г. Учение о фациях и формациях. - М.: Изд. МИНГ им. Губкина И.М. 1989. - 54с. 20. Кузнецов В.Г., Прошляков Б.К. Литология и литолого-фациальный анализ. - М. : Недра, 1981. - 284 с. 21. Лапинская Т.А., Прошляков Б.К. Основы петрографии. - Л.: Недра, 1981. - 230 с. 22. Лебедев Б.А. Геохимия эпигенетических процессов в осадочных бассейнах. - Л.: Недра, 1992. - 239 с. 23. Лебедев Б.А., Лебедева Г.Б., Бро Е.Г. и др. Влияние эпигенетических процессов на параметры коллекторов и покрышек в мезозойских отложениях Западно-Сибирской низменности. - Л.: Недра, 1976. - 132 с. 24. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород с основами методики исследования. - М.: Высшая школа, 1984. -416 с. 25. Логвиненко Н.В., Сергеева Э.И. Методы определения осадочных пород. - Л.: Недра, 1936. 230 с. 26. Наумов В.А. Оптическое определение компонентов осадочных пород. - М.: Недра, 1989. 347 с. 27. Океанология. Химия океана, т.2. Геохимия донных осадков. - М.: Наука, 1979. - 536 с. 28. Олли И.А. Органическое вещество и битуминозность осадочных отложений Сибири. - Н. : Наука, 1975. - 133 с. 29. Перозио Г.Н., Казанский И.П., Лизалек Н.А. Основные факторы постдиагенетических преобразований осадочных пород Сибири. В кн. "Постседиментационные преобразования осадочных пород Сибири. - М.: Наука, 1967. - С. 206-218. 30. Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. - М.: Недра, 1961. - 752 с. 31. Проблемы генезиса бокситов. - М.: Наука, 1975. - 315 с. 32. Рухин Л.Б. Основы литологии. - Л.: Недра, 1961. - 703 с. 33. Сахибгареев Р.С. Вторичные изменения коллекторов в процессе формирования и разрушения нефтяных залежей. - Л.: Недра, 1989. - 260 с. 34. Селли Р.К. Введение в седиментологию. - М.: Недра, 1981. - 370 с. 35. Справочник по литологии. - М.: Недра, 1983. - 510 с. 36. Столбов Ю.М., Фомин Ю.А., Столбова Н.Ф. О возможном механизме накопления урана и других переходных элементов в отложениях баженовской свиты. Депонир. рукоп. № 88 МГ-Д.83. Библ. указатель ВИНИТИ "Депонир. научн, работы" вып. I (147). 1984. - 15 с. 37. Столбова Н.Ф. Структуры метаморфических пород. - Методические указания. - Томск: Изд. ТПИ. 1986. - 10 с. 38. Столбова Н.Ф., Фомин Ю.А., Столбов Ю.М. Некоторые вопросы прикладной геохимии урана нефтяных месторождений. Депонир. рук. № 536-МГ ВИЭМС 1988. - 16 с. 39. Столбова Н.Ф., Столбов Ю.М. Использование радиографии в нефтяной геологии. /Труды XVII интернационального симпозиума по авторадиографии - Карпач. Польша, 1990. - 95 с. 40. Столбова Н.Ф., Столбов Ю.М. Радиография как метод органической петрологии. /В кн. "Радиографические методы исследований в радиохимии и смежных областях": Тез. докл. 3 Всесоюзного совещания. - Томск, 1991. - С. 65. 41. Тиссо Б., Вельте Д. Образование и распространение нефти. - М.: Мир, 1981. - 500 с. 42. Физико-химические основы прямых поисков залежей нефти и газа. Под ред. Е.В. Каруса. М.: Недра, 1986. - 336 с. 43. Фролов В.Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии осадочных пород. - М.: Изд. МГУ, 1964. - 310 с. 44. Фролов В.Т. Литология. 45. Шварцев С. Л. Основы гидрогеологии. Гидрогеохимия. - Н.: Наука, 1982. - 285 с. 46. Шварцев С.Л. Взаимодействие воды с алюмосиликатными породами /Геол. и геоф. № 12, 1991. -С. 16-.50. 47. Швецов М.С. Петрография осадочных пород. - М.: Госгеолтехиздат, 1958. - 416 с.