Принципы классификации осадочных ГП. Известные Вам схемы и принятая в данном курсе.

Основы классификации осадочных пород

Схема профессора М. С. Швенова, в которой все осадочные породы сведены в обломочные (1), глинистые (2), химические и биохимические (3) группы, но ней нарушен единый принцип обобщения (первая группа объединяется по структурному, вторая — по вещественному, а третья — по генетическому признакам).

Н. В.Логвиненко выделял 10 главнейших категорий осадочных пород: 1) обломочные; 2) глинистые (алюмо- силикатные и силикатные); 3) глиноземистые (аллитные); 4) железистые; 5) марганцевые; 6) фосфатные; 7) кремнистые; 8) карбонатные; 9) соли; 10) каустобиолиты. Позднее В.Т.Фролов существенно детализировал и во многом видоизменил эту схему.

Обший вид варианта классификации В.Т.Фролова (1987) следующий:

I. Оксидные образования.

1. Аквалиты, или водные породы (лед).

2. Силициты, или кремневые породы.

3. Манганолиты, или марганцевые породы.

4. Ферритолиты (ферролиты), или железные породы.

5. Аллиты, или алюминиевые породы (бокситы).

II. Солевые.

6. Эвапориты, или собственно соли.

7. Карбонатолиты, или карбонатные породы.

8. Фосфориты, или фосфатные породы.

III. Органические.

Каустобиолиты, или органические породы.

IV. Силикатные.

9. Глины, или глиняные породы.

10. Кластолиты, или обломочные кварц-силикатные породы.

Каждая из вышеперечисленных, выделенных по минеральнокомпонентному признаку групп подразделяется еше на меньшие вещественные группы, а затем на подгруппы или классы согласно их структурным признакам. Так, например, карбонатолиты подразделяются вначале на известняки, доломиты, сидериты и т.д., а те в свою очередь — на образования с разнообразными биоморфными, детритовыми, сфероагрегатными, обломочными, кристаллически-зернистыми и другими структурами.

В этом перечне не нашли своего места цеолитолиты (цеолитовые породы) и купролиты (медистые породы), однако они принадлежат к редко встречаемым категориям преимущественно смешанных (многокомпонентных) образований.

В некоторых классификационных схемах (Л.Б.Рухина и др.) смешанные образования выделялись в отдельную категорию. Но в вышеприведенной схеме В.Т.Фролова большинство смешаннокомпонентных отложений разделены по упоминавшемуся выше принципу ранжирования таксонов: 50% + 1% преобладающего ПК считается основанием для причисления породы конкретно к одной из 11 групп. На практике этого достичь удается не всегда, о чем будет сказано далее.

2. Доломиты. Условия и способы их образования.

Доломитами называют породы, сложенные более чем наполовину одноименным минералом CaMg(C03)2. Между ними и известняками существует целый ряд переходных разностей: доломиты известковистые и известковые и известняки доломитовые и доломитистые. Они, согласно своим структурным признакам, разделяются (так же как известняки) на две большие группы пород: яснозернистых и пелитоморфных. Внутри каждой из них наблюдается меньшее (сравнительно с известняками) разнообразие таксонов. Это преобладающие кристаллически-зернистые, редкие биоморфные (включая сюда перекристаллизованные с реликтовыми, или «теневыми» биоморфными микроструктурами) и довольно распросграненные обломочные доломиты (брекчиевидные, дресвяно- и песчаниковидные разности).

Три главнейших способа перечислим особо.

Первый способ, или так называемая «эвапоритовая модель остаточного рассола», объяснен на основе наблюдений процессов доломитизации известковых грунтов обширных надприливных низин, которые в зоне аридного климата окаймляют Персидский залив, а также южную и западную окраины полуострова Синайский и именуются по-арабски «себхи». Их плоские поверхности сформированы более древними морскими отложениями арагонитового и кальцитового состава. Большое развитие среди них имеют образования цианобактериальных мат. Они во время приливов и сильных штормов заливаются морской водой, остающейся после шторма в грунтовых кавернах, трещинах, норах и ямках. Здесь вода интенсивно испаряется, и по мере ее испарения она превращается в рассол, повышающий свою концентрированность. Из него вначале выносятся Са2+ и SO2" в форме гипса либо ангидрита, которые кристаллизуются, образуя включения в коренных породах субстрата. Это массовое загипсование (ангидритизация) способствует тому, что в рассоле становятся доминирующими ионы кальция и магния, причем отношение Mg27Ca2+ = 10 и более. При таком условии арагонит субстрата начинает метасоматически замещаться протодоломитом. Последний перекристаллизуется затем в доломит.

Второй способ доломитонакопления реализуется тоже на границах суши с морем и на дне и берегах лагун: это так называемая модель смешения фунтовых вод с солеными. Она основана на экспериментальных данных о нелинейности кривых растворимости при смешении разнородных растворов солей. Расчеты химиков показали, что смешение пресных метеорных (грунтовых) вод с 30% морской воды вызывает недонасыщение кальцитом при постоянном росте насыщения этой смеси доломитом. Из этого следует, что при наличии 5 — 30% морской воды в смешанном растворе, из него может выпадать в осадок доломит. Возможно, что такими способами формировались многие доломитовые комплексы на регрессивных стадиях развития морских бассейнов, когда понижение уровня морских вод восполнялось притоком из континента подземных пресных вод, разгружавшихся на морском дне.

Третий способ соответствует доломитизации глубинной — катагенетической. Карбонат Ca-Mg может возникнуть вследствие метасоматической доломитизации известняков, залегающих на глубинах 1 —4 км под покровами солей и глин. В этих случаях просачивающиеся в известняки рассолы с высоким содержанием ионов Mg2+, взаимодействуя с кальцитом известняков, превращают его в доломит.

Возвращаясь к обзору стадийности формирования доломитов, скажем несколько слов о геологическом эволюционировании этих процессов. Размышляя над причинами возрастания частоты встречаемости и мощностей осадочных тел, сложенных этими породами по мере их удревнения, можно было бы предположить, что такой эффект связан исключительно с доломитизацией известняков на стадиях катагенеза, процессам которого подвергались породы тем сильнее, чем дольше они находились в состоянии глубокого погружения. В действительности этот фактор имел немаловажное значение, но им проблема не исчерпывается. Дело в том, что среди раннепалеозойских и докембрийских толщ гораздо чаще, чем среди осадков четвертичного периода, находятся доломиты с признаками первых двух описанных выше способов формирования — на стадии седиментации либо раннего диагенеза.

Подводя итог, профессор В.Г.Кузнецов заключил, что доломиты в докембрии и палеозое формировались в обширных надплатформенных морях, в том числе в их центральных частях. А в мезозое и особенно кайнозое их образование в значительной степени сместилось к прибрежной зоне — в лагуны, полуизолированные заливы и озера аридных климатических поясов.

Что такое аутигенез? Примеры.

Аутигенное минералообразование (аутигенез) всегда было в центре внимания литологов. Парагенезы аутогенных минералов брались ими за основу диагностик стадийности осадко- и породообразования. Сущность рассматриваемого процесса лаконично сформулировал американский литолог Р.Фейрбридж в 1985 г. Он в переведенной на русский язык книге (Диагенез..., 1971) писал: «Аутигенезом называется процесс, при котором происходит образование минералов in situ. Термин введен Калковски (Е. Kalkowsky, 1880) и употребляется при образовании любых минералов..., но не в процессе трансформации или перекристаллизации; термин обычно применяется по отношению к осадочным породам, находящимся в низкотемпературных условиях».

Аутигенез может осуществляться несколькими способами: химической осадкой минералов из ионных растворов поровых вод, коагуляцией коллоидных растворов и синтезом новых минералов из смеси разнородных коллоидных фаз. Продуктами аутигенеза являются включения в осадке кристаллов новообразованных минералов, а также их агрегаты в формах конкреционных стяжений (большинство их принадлежит стадиям диагенеза и катагенеза — см. гл. 4; известны и седиментогенные конкреции). В последнем случае микроструктура аутогенного вещества бывает: аморфной, криптозернистой, кристаллически-зернистой (гранобластовой) либо листоватой (лепидобластовой).

Билет № 6

1) Генетическим анализом именуется метод познания генезиса осадочных образований геологического прошлого, т.е. расшифровки процессов возникновения исходных осадков, ставших исследуемыми горными породами, а так же условий и обстановок их накопления (ландшафтных, климатических и др.).

Теоретической основой анализа служит сравнительно-литологический принцип познания условий формирования древних образований путем исследования способов и закономерностей современного осадконакопления, с учетом необратимого характера эволюционирования осадочных процессов в геол истории Земли, опубликованной в трудах Страхова (о способе решения генетических вопросов путем увязки данных по современному осадконакоплению с данными по древним породам с выделением сходств современного и древнего).

Первый этап генетич анализа – диагностика генетических типов. Она подготавливается детальным описанием геол разрезов (в обнажениях и в керне) с попутным выявлением и систематизацией характерных литотипов (пород с близкими структурными, текстурными и вещественными признаками). При этом вещественные признаки делятся на первичные, или собственно генетические, и вторичные, наложенные на осадок изменения. Рассматриваются лишь первичные (иногда в виде реликтов) и по ним делается заключение о соответствии каждого литотипа либо группы литотипов конкретному генетическому типу осадка.

Генетический тип отложений (Павлов) – отложения, образовавшиеся в результате работы определенных геологических агентов (гравитации, водных потоков и тп).

2) Сидериты — породы, сложенные в основном одноименными минералами FeCO3 либо родственными им сидероплезитами (FeCO3 > 80 %, MgCO3 — до 20 %); иногда с примесью кристаллов переходной разности к доломиту — анкерита Ca(Fe,Mg)(CO3). Они образуют конкреционные стяжения в глинах, аргиллитах и алевролитах, иногда в песчаниках и углях. Нередко такие стяжения сливаются в единые «конкреционные пласты». В их составе, помимо железисто-карбонатного (преобладающего) вещества, присутствуют примеси: глинистых частиц, обломков кварца и силикатных минералов алевритовой размерности, фрагментов углефицированного и тонкодисперсного ОВ, аутигенных кристалликов пирита и других сульфидов, которые цементируются агрегатами зерен сидерита или сидероплезита.

Макроструктура сидеритов чаще всего пелитоморфная, реже яснозернистая. Под микроскопом пелитоморфные разности обнаруживают микрогранобластовую структуру. Они состоят из плотно приросших друг к другу одинаковых по размерам ромбоэдров, упакованных по типу «булыжной мостовой». Такой структурный изоморфизм обусловлен гораздо большей силой роста кристаллов сидерита сравнительно с доломитом и кальцитом. Это бывает особенно заметно на отдельных участках доломитовых и известняковых тел, подвергшихся метасоматическому замещению агрегатами более правильных сидеритоиых ромбоэдров.

Охарактеризованные кратко морфологические особенности сидеритов однозначно свидетельствуют об их постседиментационном генезисе. В большинстве своем сидеритовые конкреции и конкреционные тела были сформированы на стадии диагенеза, в восстановительной глеевой (т.е. без H2S или с незначительным присутствием этого газа) обстановке. Такая обстановка создается обилием OB, захороненного в глинистых или глинисто-терригенных илах. Наличие в них большого количества содержащих железо минералов, их химическое корродирование и жизнедеятельность железо-продуцирующих бактерий благоприятствуют переводу этого элемента в двухвалентную подвижную форму (в растворимом бикарбонате). А отток углекислого газа из этой системы через вышележащие слои осадка вверх (в воды бассейна) обеспечивает реакцию:Fе(HCO3)-»FeCO3+H2O+CO3.Это упрощенная схема одного из наиболее вероятных механизмов диагенетического сидеритообразования.

3) ГЛУБИНА КРИТИЧЕСКАЯ КАРБОНАТОНАКОПЛЕНИЯ — глубина, ниже которой на дне океана происходит смена пелагических карбонатных осадков бескарбонатными (менее 10% СаСО3). Обусловлена физико-хим. свойствами среды (давление, t воды, содер. СО2), соотношением скорости осаждения и растворения СаСО3. В Тихом океане она колеблется в пределах 4000—5100 м, в Индийском — 4500—5100 м и в Атлантическом — 3650—6000 м.

Билет № 7

1) На первом этапе работы литолога необходим литолого-фациальный анализ, т.е. составление послойных описаний разрезов крупных регионально-стратиграфических единиц – свит, подсвит, толщ.… Затем на основе описаний выделяются наиболее характерные литотипы и генетические типы исследуемых отложений. Потом анализируются их сочетания и взаимоотношения в вертикальных разрезах и на площади развития одновозрастных породных горизонтов. Составляются фацианьные профили и карты фаций, на основе которых впоследствии строятся карты палеогеографические.

2) Определение этим породам можно сформулировать так: кремневыми именуются породы, более чем наполовину состоящие из минералов группы оксидов кремния — опала, кристобалита, тридимита, халцедона и развивающегося по ним кристаллически-зернистого кварца; за исключением разностей с обломочными структурами и с яснозернистым гранобластовым строением.

Кремневые породы по своей распространенности занимают 4-е место после карбонатных, однако количественно им резко уступают—составляя 1,5 — 2% всего осадочного материала. Эти породы по их внешнему облику и минеральным составам делятся на две главные категории. Первая представлена опаловыми, реже халцедоно-опаловыми образованиями, которые настолько микрокомпонентны, что визуально именуются как пелитоморфные образования, обладающие характерным «землистым» изломом. Вторая категория — породы халцедоновые и кварцево-халцедоновые. Они более крепкие и монолитные, на свежем изломе имеют так называемую афанитовую, или стекловатую макроструктуру, будучи похожими на поперечный скол разбитого толстого стекла, без признаков какой-либо зернистости. Истинные микроструктуры и компонентные составы пород обеих категорий выявляют только микроскопические наблюдения (оптические и электронные). Только эти наблюдения позволяют нам установить видовое название силицитолита.

К опаловым разновидностям относятся трепелы и опоки. Это светло-серые, очень легкие, некрепкие, неразмокающие породы. На изломе они похожи на мел, но не «вскипают» в HCl. Трепелы очень пористы (до 90%). Опоки тяжелее, поскольку представляют собой более уплотненную разновидность; по внешнему виду похожи на скол разбитой фаянсовой чашки. Микроструктуры у них и трепелов колломорфные. Опаловые породы с биоморфными структурами представлены диатомитами, радиоляритами и спонголитами.

Диатомиты сложены тончайшими (тоньше нашего волоса) «трубочками» диатомовых водорослей — обитателей холодных озерных и морских вод. Внешне диатомиты похожи на трепел, но легче его и не тонут в воде; поровые пустоты составляют в них до 97 % объема породы. Радиоляриты, сложенные мелкими (не крупнее 0,1 —0,2 мм) шарообразными скелетиками морских одноклеточных — радиолярий, несколько плотнее, подобно опокам. Спонголиты состоят из иголочек морских губок. Внутри канальцев этих иголочек опал превращается в микроглобулярный опал. Он на стадии катагенеза раскристаллизуется микритовым агрегат волокнистого халцедона.

К халцедоновым и кварцевым породам относятся: 1) кремни желваков, или конкреций, залегаюшие внутри пластов писчего мела и некоторых других известняков; 2) яшмы — криптозернистые тонкослоистые породы, обычно окрашенные примесью оксидов железа и марганца в красные и фиолетовые цвета; 3) радиоляриевые яшмы; 4) кремневые сланцы, прокрашенные, в отличие от яшм, в серые или зеленіле цвета за счет примеси глинистого материала; 5) фтаниты — халцедоновые породы черного цвета, содержащие тонкодисперсную примесь ОВ.

Билет 8

I. Принципы стадиального анализа постседиментационных изменений осадков и осадочных горных пород.

Постседиментационные преобразования вещественного состава, структур и текстур осадков, именуемые иногда в литературе «вторичными изменениями осадочных пород». Кроме того, развитие седиментологического направления исследований нуждалось в выработке критериев, необходимых для диагностики минеральных и структурно-текстурных новообразований различных стадий литогенеза, которые в той или иной мере камуфлируют генетические (первичные) признаки осадка, но зачастую принимаются за таковые наблюдающими породы геологами. И решению этих вопросов помогают микроскопические и другие виды лабораторных исследований.

Задачи лабораторного исследования вещества осадочных отложений уже давно не ограничиваются минералого-кристаллохимической диагностикой породных компонентов и констатацией характера микротекстур, текстур и физико-механических свойств породы.

Главные аспекты такого вида исследований:

1) оценка взаимоотношений между разновозрастными параге-нетическими ассоциациями минеральных, органических компонентов и структур;

2) установление этапов их сменяемости (коррелируемых с событиями в геологической истории места пребывания данной породы);

3) выявление и осмысление минеральных и структур но-текстурных признаков конкретных процессов формирования, изменения либо разрушения породных компонентов: механогенного, биохемогенного способов накопления веществ осадка, трансформаций кристаллических решеток породообразующих минералов, признаков их перекристаллизации либо корродирования, регенерации, кристаллобластеза, метасоматических замещений и других новообразований.

Стадиальному анализу литогенеза (СА) в свое время Н. М. Страхов придавал очень большое значение. В перечне задач литологических исследований в 1957 г. он писал: «Вторая задача — стадиальный анализ пород; он состоит в распознании в породе признаков, возникших в эпигенезе (или раннем метаморфизме), диагенезе и седиментогенезе. ... Цель стадиального анализа — восстановление (путем снятия вторичных наслоений) первичных признаков осадка, из которого развивалась порода». Начиная с середины XX в., СА получил широкое признание у отечественных литологов.

Содержание СА к настоящему времени существенно эволюционировало. Изначально оно сводилось главным образом к оптическим наблюдениям прозрачных шлифов пород, иногда дополняемым данными растровой электронной микроскопии. Главная цель таких наблюдений состояла в доказательстве этапности зарождения, развития или исчезновения в породе конкретных минеральных и текстурно-структурных парагенетических ассоциаций, а также корреляции этих ассоциаций (в ретроспективной последовательности) с историко-геологическими событиями за весь период эволюции исследуемого участка земной коры. Такой способ исследования историчен по своей сути. Его большие информативные возможности объяснимы взаимной неуравновешенностью полигенетичных и нсодновозрастных минеральных фаз большинства осадочных образований, потому что на до-метаморфических стадиях литогенеза эндогенный термобарический (Р- Т) режим бывал недостаточно напряженным для обеспечения фазовых равновесий компонентов системы. Благодаря этому в обособленном образце породы, как правило, сосуществуют седиментогенные компоненты с неодинаковыми степенями измененного! (от почти не затронутых преобразованиями до сохранившихся в едва заметных реликтах) и постседимента-иионные минералы нескольких генераций (в том числе и такие, которые могли формироваться при существенно разных рН9 Eh и Р-Г режимах).

II. Фосфориты.

Фосфоритами (Ф) называют породы, больше чем на 50% сложенные фосфатными минералами. При определении фосфоритов как руды на фосфор (для удобрений) кондиции значительно ниже, в некоторых случаях (когда породы легко обогатимые, например рыхлые) до 5% Р205, например в оболовых песках нижнего ордовика в Прибалтике. Кларк Р205 в глинах 0,17%, известняках - 0,04%.

Фосфориты слагаются не алюмофосфатами и не железофосфатами, а кальциевыми фосфатами, относящимися к группе апатита, точнее фторапатита. Это биогенные и хемогенные минералы, в которых фосфор входит в состав организмов, особенно в состав их скелета. Обладая «средней» растворимостью, соединения фосфора, главным образом в виде фосфорного ангидрида (ортофосфорная кислота), могут насыщать некоторые участки гидросферы и выпадать химическим способом.

Структурная классификация

А. ПЕЛИТОМОРФНЫЕ.

I. Биоморфные: радиоляриевые, фораминиферовые, водорослевые.

II. Абиоморфные:

1. Бесструктурные аморфные («сплошные»).

2. Микрозернистые: 1) микросфероагрегатные: а) микропеллетовые, б) микрооолитовые, в) микросферолитовые и др.; 2) микрообломочные — алевритовые (т. е. микрокластовые).

Б. ФАНЕРОМЕРНЫЕ, т. е. ЯСНОЗЕРНИСТЫЕ.

I. Биоморфные:

1. Ракушняковые: 1) брахиоподово-створковые (оболовые и др.);

2) аммонитовые;

3) пелециподовые;

4) смешанные моллюсковые.

2. Губковые.

3. Строматолитовые.

4. Костяные брекчии.

II. Абиоморфные:

1. Сфероагрегатные: 1) оолитовые,

2) пеллетовые (копролитовые),

3) сферолитовые (и оолитово-сферолитовые),

4) конкреционные,

5) желваковые.

2. Обломочные: 1) грубообломочные (псефитовые): а) брекчиевые, б) конглобрекчиевые; в) конгломера-товые;

2) крупнообломочные: а) дресвяные, б) гравийно-дресвяные, в) гравийные;

3) среднеобломочные (псаммитовые) — песчаные разной крупности;

4) смешанные, несортированные.

Источники фосфора множественны: выветривание на суше, вулканизм, но главные — это запасы в гидросфере и биосфере. Особенно велики запасы в биосфере, но они обычно ускользают из анализов морской воды, так как сосредоточены в живом веществе — телах организмов; фосфор — биогенный элемент. Запасы фосфора в океане 137-109 т, что в тысячи раз превосходит ежегодное поступление из всех источников, но, вероятно, во много раз уступает запасам, сосредоточен ным в телах организмов, т. е. в биосфере. Находясь в биологическом круговороте — в питательных, или трофических, связях, этот фосфор лишь частично поступает в собственно гидросферу — при гидролизе органического и скелетного вещества.

Способы образования многочисленны. При изучении образцов и шлифов желваковых и зернистых фосфоритов легко устанавливается механический способ их накопления, что выражается в обломочной структуре, окатывании, а в некоторых случаях — в сверлениях желваков с разных сторон, указывающих на эпизодическое перекатывание и пребывание в изолированном виде. Если даже признаки окатывания не развиваются, о механическом процессе накопления свидетельствует смешанность материала, указывающая на конденсацию желваков, оолитов, копролитов, раковин и других крупных зерен в результате перемыва осадков с рассеянными этими крупными фрагментами. Большая часть зернистых фосфоритов заключает обломки сцементированных оолитовых или других фосфоритов, что указывает и на процесс кластирования, т. е. взламывания, механического или физического разрушения, сформировавшихся пластов фосфоритов. Нередко устанавливается многократность взламывания, осаждения, цементации и нового взламывания пластов фосфоритов. Этот процесс механической конденсации, формирующий фосфоритовый пласт как перлювий, выступает как основной рудообразующий.

Хотя фосфориты — преимущественно морские образования , они формируются и на суше: гуано, коры выветривания известняков аридных зон, иногда костяные брекчии. В морях они отчетливо тяготеют к шельфу или поднятиям, отмелям, а в общем, к тем участкам, на которых иссякает поток терригенного материала, а морской планктоногенный принос замедляется настолько, что осаждающиеся тела и раковины организмов успевают в условиях открытой или закрытой по отношению к морской воде системы преобразоваться так, что входящие в их состав фосфаты не рассеиваются, а концентрируются в виде микроконкреций. Они часто перемываются даже не сильными течениями и волнением. Фактически везде фосфориты образуются в условиях перерыва и документируют его. Почти без исключения фосфориты — это перерывные образования.

Наиболее выгодные для фосфоритообразования условия, следовательно, требуют пассивного тектонического режима и аридного климата, зоны фосфоритообразования при которых избавляются от разбавляющего и подавляющего силикатного, карбонатного или кремневого материала. Поэтому понятие «богатые геосинклинальные фосфориты» — нонсенс, хотя и в геосинклиналях могут быть пассивные зоны, благоприятные для образования фосфоритов, но обычно незначительные по масштабам.

III. Оптические константы и признаки различия фосфатных и кремневых пород.

Различие: смесь молибденовокислого аммония с концентрированной азотной кислотой мгновенно окрашивает участок породы в ярко-канареечный цвет, если в ней присутствует хоть 5% P2O5.

Истинные фосфориты белые.

У криптозернистых агрегатов цвета интерференции темно-серые (ng-np=0,003), они прозрачны, отсутствует шагреневая поверхность, прям как у халцедона; у кристалличных - резкий рисунок шагреневой поверхности, изотропен, гомологичен опалу. Коллофан и все апатиты (ng=1,633-1,667; np=1,630-1,664) отличаются высоким преломлением, в то время как опал характеризуется отрицательными его значениями, а халцедон - очень низкими положительными.

Билет 9

I. Роль климата в осадочном процессе.

Гипергенез.

Гипергенная мобилизация имеет весьма многообразные формы проявления в зависимости от определяющего влияния на ее процессы двух главнейших факторов — климата и тектонического режима. Первый объясняет обилие либо недостаточность влаги, высокие либо низкие среднегодовые температуры, а от этого напрямую зависит интенсивность жизнедеятельности. А вода в совокупности с живым и мертвым ОВ служит главнейшим стимулятором гипергенного изменения породного субстрата.

Следовательно, от климата зависит в первую очередь степень измененности выветриваемых пород, которые в одних случаях могут быть затронуты выветриванием слегка, а в иных — переработаны до неузнаваемости. Первый случай относится к областям господства двух видов климата: ледового (нивалъного, по Н.М.Страхову) и аридного (жаркого и сухого, где количество испаряющейся влаги превышает количество воды из атмосферных осадков). Гораздо интенсивнее выветривание проявляется при климате гумидном (осадки преобладают над испарением). Последний подразделяется на холодный, умеренный, субтропический и тропический. В том же порядке интенсифицируются и гипергенные процессы. Все это детальнейшим способом было проанализировано в книгах Н.М.Страхова.

Седиментогенез.

При низкотемпературных условиях седиментогенеза жизнедеятельность бактерий, грибков, высших растительных и животных организмов, а также процессы разложения мертвого ОВ оказывают определяющее влияние на химические процессы — либо резко активизируя их, либо побуждая к развитию в последовательности иной по сравнению с рассмотренной Л.В. Пустоваловым (Химическая дифференциация: оксиды Fe -> Mn -> Si -> силикаты -> соли закиси Fe -> CaCO3 -> доломит -> CaSO4 -> NaCl -> KCl -> MgCl2(MgSO)4; механическая дифференциация: золото -> пирит -> хромит -> кварц -> графит -> янтарь; конгломерат -> пески -> глина). Активность же бактериального и прочего биоса напрямую зависит от наличия влаги и благоприятных температурных режимов, т. е. в конечном счете от климатических условий осадконакопления.

Учитывая это, Н. М. Страхов создал стройную теорию климатической зональности литогенеза, показав определяющую роль климатических влияний на направленность процессов гипергенеза, переноса вещества, накопления и диагенеза осадков. Для каждой в отдельности климатической зоны (нивальной, гумидной и аридной) он построил сложные циклограммы, иллюстрирующие своеобразие присущих этим зонам дифференциационных процессов.

В самых общих словах можно сказать, что наиболее полное разделение вещества с транзитным выносом многих растворенных компонентов в Мировой океан присуще седиментогенезу насыщенных биосом гумидных климатических зон. Напротив, в аридных обстановках, где ОВ мало, а водные бассейны в большинстве своем бессточны, химическая дифференциация редуцирована, и основные ее продукты остаются внутри этих бассейнов. Весьма несовершенна диференциация в условиях нивального климата.

Диагенез.

Климат в большинстве случаев оказывает решающее влияние на способы реализации процессов диагенеза и их конечные результаты, воздействуя на эти процессы косвенно — в основном через биос и продукты его метаболизма, которыми обусловлены величины рН, Eh, парциальных давлений углекислоты, сероводорода, метана и других геохимические параметры осадка, превращаемого в горную породу. Кроме того, климат на территориях мобилизации, транспортировки и накопления осадочных веществ влиял на их состав, который мог стать либо очень однообразным, либо остаться поликомпонентным, а значит реакционноспособным при диагенетическом уравновешивании этой смеси.

Данный фактор породообразования настолько существенен, что Н. М. Страхов специально выявил и откартировал на земной поверхности (для современной и древних геологических эпох, вплоть до раннекембрийской включительно) климатическую зональность обстановок седиментогенеза и диагенеза, выделив следующие их типы: нивальный (ледовый), аридный и гумидный, подразделяемый в свою очередь на холодный, умеренный, субтропический и тропический подтипы. Было показано, что в целом интенсивность биохимической переработки седиментогенного вещества при диагенезе усиливается в порядке перечисления этих категорий. Для каждой из них были описаны свойственные ей диагностические признаки — сообщества аутигенных минералов, цвета, особенности компонентного состава и измененности ОВ, вторичные текстуры и др.

II. Минералы глин.

Пакеты минералов семейства каолинита двухслойны. Каждый тетраэдрический слой через общие анионы О(2-) структурно связан со слоем октаэдрическим. В центре каждого тетраэдра располагается катион Si(4+), а внутри каждых двух из трех октаэдров помещается Аl(3+) (каждый третий октаэдр остается незаселенным, отчего данная разновидность минералов именуется диоктаэдрической). Пакеты каолинита чередуются между собой таким образом, что группы (ОН) основания октаэдрического слоя находятся напротив анионов О(2-) вершин тетраэдров нижележащего пакета. Расстояния между ними очень небольшие — немногим больше 2А при общем параметре каолинитовой решетки — ее межслоевым расстоянием около 7А. Кристаллы каолинита бывают наиболее правильно ограненными и вырастают зачастую на несколько порядков крупнее чешуек иных глинистых минералов.

Диккит и накрит имеют с каолинитом одинаковые химические формулы, отличаются определенными разворотами пакетов друг относительно друга вокруг кристаллографической оси «с». Такое свойство изменений кристаллической решетки именуется политипией. Для их формирования требуется тепловая активизация (Т>200 °С на стадий метагенеза либо при эндогенно-гидротермальном прогреве породы). С той же формулой галлуазит, у которого межплоскостное расстояние больше 7А, и туда помещаются молекулы Н2О. Этот минерал бывает развит в корах выветривания по пирокластическим осадкам кислого состава. Гомологами каолинитовых минералов являются минералы группы серпентина, отличающиеся тем, что у них в центре октаэдрических ячей вместо алюминия двухвалентные катионы Mg2+ или Fe2+. Они занимают 3 ячейки из 3 возможных, поэтому такая разновидность минералов относится к категории триоктаэдрических.

Смектиты. Их пакеты трехслойные. В центре каждого пакета расположен октаэдрический слой, а сверху и снизу — слои тетраэдрические. Из-за такой конструкции получается, что каждый пакет обращен к своему соседу одинаковыми с ними анионами О2-. Вследствие этого связи между пакетами очень непрочные. Их способны раздвинуть молекулы воды и ОВ (совместно с так называемыми «обменными» катионами — Na+, Са2+ и др.), решетки лабильные. Межплоскостные расстояния у них колеблются в пределах 10—17А. Именно таким строением кристаллических решеток обусловлена сильная разбухаемость при смачивании. Разновидностей смектитовых минералов известно много. Во-первых, в зависимости от заселения октаэдров трех- либо двухвалентными катионами, смектиты бывают диоктаэдрическими (преобладают в природе) и триоктаэдрическими. Во-вторых, в октаэдрах и иногда в тетраэдрах наблюдается изоморфизм: А13+ — Fe3+, Mg2+ — Fe2+. Благодаря ему смектиты представлены многими разновидностями: диокт — монтмориллонитами глиноземистыми, глиноземисто-железистыми и железисто-глиноземистыми, а также целиком железистыми разностями, именуемыми нонтронитами, а также триокт — разнообразными сапонитами. Смектиты среди глинистых минералов — единственные, обладающие очень низкими показателями преломления (ниже, чем у канадского бальзама, либо ненамного выше). Интерференционные окраски ижелтые 1-го порядка, угасания прямые. Точную диагностику этих минералов могут обеспечить только рентгеноструктурные и микрозондовые анализы.

Гидрослюды — диоктаэдрические (родственники мусковита — иллиты) и триоктаэдрические (гомологи биотитов), распространены так же широко, как и смектиты. Они тоже имеют 3-слойные решетки, но их конструкции стабильные, с межплоскостными расстояниями в 10, 1А. Стабильность обеспечивается межслоевыми катионами К+. Они располагаются напротив каждого 4-го или 3-го тетраэдра, в котором центральный катион Si4+ изоморфно замещен на А13+. Возникший при этом дефицит зарядов сбалансирован зарядами катионов калия. В октаэдрических слоях гидрослюд развит изоморфизм. При высоких содержаниях Fe3+ (до 27 %) и Fe2+ (до 2—7%) образуется широко распространенная в осадочных породах разновидность диоктаэдрической гидрослюды — глауконит. Родственный ему минерал, но с преобладанием над железом катионов Mg2+, именуется селадонитом. Слюдам свойственна политипия. Тепловая активизация при глубинном катагенезе и метагенезе приводит к вращению пакетов вокруг оси «с» друг относительно друга на ±120° или на ±60°. Одновременно с этими процессами продолжается замещение Si4+ на А13+ в тетраэдрах и увеличивается содержание К+ вплоть до формирования слюды-мусковита. Переходная разность между мусковитом и иллитом именуется серицит.

Трансформации иллит—серицит—мусковит сопровождаются повышением яркости интерференционных окрасок: от светло-желтых через оранжевые до красных и сине-зеленых. Однако в микрозернистых агрегатах глинистых частиц, которые мельче толщины шлифа (а потому эффект интерференции здесь занижен) установить точно вышеупомянутые переходы не представляется возможным. Здесь так же, как и для диагностики смектитов, необходимы прецизионные лабораторные методики. Однако отличить слюды от смектитов легко по весьма высоким показателям преломления у первых из них (выше, чем у кварца).

Седиментогенные хлориты, так же как и глаукониты, обладают зелеными (обычно менее яркими) окрасками, но при скрещении николей хлориты становятся совсем малозаметными из-за крайне низких (темно-серых) интерференционных цветов. Показатели преломления их высокие, угасания прямые. Строения кристаллических решеток наиболее сложные — многослойные. Трехслойные пакеты у хлоритов расклиниваются вместо калиевых катионов (свойственных слюдам) целым слоем октаэдров с двух- или трехвалентными катионами (Mg2+, Fe2+, Fe3+) в центральных позициях. В соответствии с этим разнообразие минеральных видов хлоритов едва ли не максимальное сравнительно с остальными минералами глин. Выделяются диоктаэдрические, триоктаэдри