Литология

В.П.Морозов
УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ
ПО КУРСУ «ЛИТОЛОГИЯ: ТЕОРИЯ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА И ЛИТОГЕНЕЗА»
Казань
2014
СОДЕРЖАНИЕ
Введение . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1. Теория седиментогенеза (осадконакопления) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.1. Стадия гипергенеза (выветривания) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.1.1. Механическое разрушение материнских пород . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.1.2. Химическое разложение материнских пород при участии
живых организмов и продуктов их жизнедеятельности . . . . . . . . . . .
1.2. Стадия переноса продуктов выветривания (мотогенез) . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.3. Стадия седиментогенеза (осадконакопления) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.3.1. Осадочная дифференциация . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Механическая (или гравитационная) дифференциация . . . . . . . . . . .
Дифференциация коллоидного материала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Химическая дифференциация из истинных растворов . . . . . . . . . . . .
Биогенная (органогенная) дифференциация
из истинных растворов . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.3.2. Смешение (интеграция) материала . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.3.3. Влияние климата и тектоники на осадконакопление . . . . . . . . . . . . .
1.3.4. Скорости осадконакопления . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.4. Типы и особенности седиментогенеза . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.4.1. Типы седиментогенеза на континентах . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.4.2. Особенности морского и океанического седиментогенеза . . . . . . . . .
2. Теория литогенеза (породообразования) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.1. Диагенез . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2. Катагенез . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.3. Метагенез . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3. Петрография осадочных пород . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1. Составные части осадочных пород . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.2. Классификация и номенклатура осадочных пород . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3
7
9
10
12
18
22
22
22
24
26
27
28
29
29
31
31
32
35
36
42
45
47
47
50
ВВЕДЕНИЕ
Литология как самостоятельная наука оформилась в начале XX века. Родилась и
выросла из «недр» петрографии. Большой вклад в ее становление внесли отечественные
геологи
Н.Б.Вассоевич,
Н.А.Головкинский,
А.П.Лисицын,
Н.В.Логвиненко,
Л.В.Пустовалов, Л.Б.Рухин, Я.В.Самойлов, Н.М.Страхов, Г.И.Теодорович, П.П.Тимофеев,
М.С.Швецов и др., зарубежные ученые Й.Вальтер, А.Гресли, М.Р.Лидер, Г.Б.Мильнер,
Ф.Д.Петтиджон, У.Г.Твенховел и др.
Термин «литология» образован от греческих слов «литос» – камень и «логос» –
учение, наука. Литология – это наука об осадочных горных породах и современных осадках. Представляет фундаментальный раздел геологической науки, посвященный изучению
состава, строения, происхождения (генезиса) осадочных горных пород, установлению закономерностей их распространения в земной коре и эволюции в геологической истории
Земли.
Из этого определения следуют цель и задачи литологии.
Цель литологии, как геологической науки – разработка теоретических основ поисков и разведки месторождений осадочных полезных ископаемых (твердых, жидких, газообразных).
Задачи литологии:
 изучение состава и строения осадочных пород и осадков;
 реконструкция условий образования осадков и осадочных пород;
 установление закономерностей распространения осадочных толщ в конкретных
разрезах и земной коре;
 изучение эволюции осадочного процесса в истории Земли.
В составе литологии можно выделить несколько основных направлений (или разделов):
 теория седиментогенеза;
 теория литогенеза;
 петрография осадочных пород;
 методы исследования осадочных пород и слагающих их минералов;
 методики изучения осадочных толщ.
Теория седиментогенеза (осадконакопления) занимается изучением вопросов образования современных и древних осадков, т.е. процессов формирования осадочных отложений на земной поверхности. Этот раздел литологии нередко называют седиментологией. Термин «седимент» в переводе с греческого означает «осадок».
Образование или накопление осадочных отложений (осадков) происходит в бассейне седиментогенеза (седиментации или осадконакопления). Территория седиментационного бассейна включает области: 1) гипергенной мобилизации осадочного вещества
(водосборы или «питающие провинции»), 2) пути его транспортировки в конечный водоем стока и 3) дно этого водоема.
Существует два основных определения термина «осадок». 1. Осадок – это отложение твердого материала на поверхности литосферы из любой среды (воздуха, воды, льда)
в нормальных термодинамических условиях поверхности Земли. 2. Представляет cложную и неуравновешенную физико-химическую систему (частично и биологическую), которая долгое время изменяется за счет внутренних ресурсов вещества и энергии (химические и биологические процессы) и постепенно превращается в осадочную породу. Оба
определения не противоречат, а дополняют друг друга.
Теория литогенеза – изучение закономерностей осадочного породообразования на
стадиях диагенеза, катагенеза, метагенеза и вторичных изменений наложенного характера.
В этом разделе литологии рассматриваются процессы преобразования осадков в осадочные породы и последующее изменение осадочных пород на глубине.
Нередко под термином «литогенез» понимают все стадии образования осадков и
пород, включающих гипергенез, перенос материала, седиментогенез, диагенез, катагенез и
метагенез. Такое понимание введено в литологию ак. Н.М.Страховым. Однако в настоящем курсе вслед за многими публикациями последних лет под термином «литогенез» понимаются лишь постседиментационные изменения (см. выше).
Литогенез осадочных отложений реализуется в бассейнах породообразования. Под
ним понимают фрагмент отложений осадочного бассейна, который сохранился от денудации вследствие инверсионных тектонических движений седиментационного бассейна, т.е.
находится внутри палеотектонической депрессии. Сложен осадочными породами.
Определения термина «осадочные породы»: 1) скопление минерального и/или органического вещества, образующегося в условиях земной поверхности (на дне водоемов
или поверхности суши) как результат действия экзогенных факторов; 2) горные породы
минерального и/или органического состава, возникшие на поверхности литосферы и существующие при термодинамических условиях, характерных для верхней части земной
коры. Два приведенных определения термина «осадочные породы» также не противоречат, а лишь дополняют друг друга, хотя во многом обладают и общностью.
Из теории седиментогенеза и литогенеза следует, что осадки и осадочные породы
формируются и существуют в осадочном бассейне. Это современная отрицательная
структура осадочного чехла, т.е. впадина на коре любого типа, заполненная недеформированным или умеренно деформированным осадочным чехлом, сложенным осадочными или
осадочно-вулканогенными породами, и характеризующаяся (объединенная) единой флюидодинамической системой.
Осадочный бассейн состоит из двух частей: 1) седиментационного бассейна и 2)
бассейна породообразования.
Петрография осадочных пород – раздел литологии, в котором рассматриваются:
систематика (классификация и номенклатура) осадочных пород, их структура и текстура,
вещественный (химический и минеральный) состав, методы диагностики пород и слагающих их компонентов, практическое значение осадочных образований.
Методы исследования осадочных пород и слагающих их минералов – комплекс
полевых и лабораторных методов исследования осадочных образований, позволяющих
определять химический и компонентный, включая минеральный, составы пород, а также
их структуру и текстуру.
Методики изучения осадочных толщ – комплекс приемов, позволяющих проводить реконструкцию обстановок и условий седиментогенеза и литогенеза как отдельных
осадочных образований, так и их закономерных последовательностей, сформированных в
определенных геодинамических и климатических (ландшафтно-климатических) обстановках. Это также методики, позволяющие проводить системный (иерархический) и историко-геологический анализы осадочных пород и их последовательностей.
Роль (значение) литологии. Осадочные породы слагают поверхностную часть
земной коры, по объему занимают лишь 5%. Однако они слагают 75% поверхности суши,
покрывают большую часть дна морей и океанов. Мощность покрова осадочных толщ на
Земле довольно изменчива. В области складчатых сооружений она достигает 20-30 км, на
платформах 2-3 км (во впадинах до 10-20 км), в пределах кристаллических щитов платформ – либо отсутствует, либо до первых сотен метров.
Осадочные образования – самые важные в практическом отношении горные породы. Это и полезные ископаемые, и основаниями для строительных сооружений. Роль осадочных пород как источников полезных ископаемых трудно переоценить. Осадочные породы могут сами быть полезными ископаемыми (фосфориты, ферролиты, каустобиолиты
и др.), из них могут добываться ценные компоненты (россыпи золота, серебра, платины,
алмазов), могут быть вместилищем углеводородов, использоваться как строительные материалы (песчаные, карбонатные, глинистые породы).
Их теоретическая значимость: они несут информацию о геологическом прошлом
Земли. Важные научные знания о геологическом прошлом Земли во многом получены
благодаря изучению древних осадочных отложений.
Связь литологии с другими науками. Литология тесно связана с другими науками. К их числу относятся математические и общие естественнонаучные дисциплины (математика, информатика и геоинформационные системы, физика, химия, биология, экология, общая геология и др.), а также общепрофессиональные геологические дисциплины
(историческая геология, палеонтология, геотектоника, минералогия, петрография, геохимия, гидрогеология, инженерная геология, геоморфология и др.). Иллюстрацией сказанному может служить рисунок 1.
- палеонтология,
- историческая
геология
- океанология,
- лимнология,
- физическая
география
- петрография,
- минералогия,
- геохимия
- тектоника,
- геодинамика
седиментогенеза
еза
оген
л ит
Теор
ия
и
Биологические науки:
- почвоведение,
- ботаника,
- зоология,
- экология
Петрография
осадочных
пород
геология месторождений
полезных ископаемых
- химические,
- физические,
- математические
науки
- горное дело,
- гидрогеология,
- инженерная геология,
- механика грунтов,
- технические науки
Рис. 1. Связь литологии с другими науками.
Связь литологии с другими науками проявляется в том, что между ними идет обмен информацией – литология пользуется сведениями из других наук, часто являющихся
более точными, в тоже время другие науки пользуются данными литологии.
Нередко под термином «литогенез» понимают все стадии образования осадков и
пород, включающих гипергенез, перенос материала, седиментогенез, диагенез, катагенез и
метагенез. Такое понимание введено в литологию ак. Н.М.Страховым. Однако в настоящем курсе вслед за многими публикациями последних лет под термином «литогенез» понимаются лишь постседиментационные изменения (см. выше).
Литогенез осадочных отложений реализуется в бассейнах породообразования. Под
ним понимают фрагмент отложений осадочного бассейна, который сохранился от денудации вследствие инверсионных тектонических движений седиментационного бассейна, т.е.
находится внутри палеотектонической депрессии. Сложен осадочными породами.
Определения термина «осадочные породы»: 1) скопление минерального и/или органического вещества, образующегося в условиях земной поверхности (на дне водоемов
или поверхности суши) как результат действия экзогенных факторов; 2) горные породы
минерального и/или органического состава, возникшие на поверхности литосферы и существующие при термодинамических условиях, характерных для верхней части земной
коры. Два приведенных определения термина «осадочные породы» также не противоречат, а лишь дополняют друг друга, хотя во многом обладают и общностью.
Из теории седиментогенеза и литогенеза следует, что осадки и осадочные породы
формируются и существуют в осадочном бассейне. Это современная отрицательная
структура осадочного чехла, т.е. впадина на коре любого типа, заполненная недеформированным или умеренно деформированным осадочным чехлом, сложенным осадочными или
осадочно-вулканогенными породами, и характеризующаяся (объединенная) единой флюидодинамической системой.
Осадочный бассейн состоит из двух частей: 1) седиментационного бассейна и 2)
бассейна породообразования.
Петрография осадочных пород – раздел литологии, в котором рассматриваются:
систематика (классификация и номенклатура) осадочных пород, их структура и текстура,
вещественный (химический и минеральный) состав, методы диагностики пород и слагающих их компонентов, практическое значение осадочных образований.
Методы исследования осадочных пород и слагающих их минералов – комплекс
полевых и лабораторных методов исследования осадочных образований, позволяющих
определять химический и компонентный, включая минеральный, составы пород, а также
их структуру и текстуру.
Методики изучения осадочных толщ – комплекс приемов, позволяющих проводить реконструкцию обстановок и условий седиментогенеза и литогенеза как отдельных
осадочных образований, так и их закономерных последовательностей, сформированных в
определенных геодинамических и климатических (ландшафтно-климатических) обстановках. Это также методики, позволяющие проводить системный (иерархический) и историко-геологический анализы осадочных пород и их последовательностей.
Роль (значение) литологии. Осадочные породы слагают поверхностную часть
земной коры, по объему занимают лишь 5%. Однако они слагают 75% поверхности суши,
покрывают большую часть дна морей и океанов. Мощность покрова осадочных толщ на
Земле довольно изменчива. В области складчатых сооружений она достигает 20-30 км, на
платформах 2-3 км (во впадинах до 10-20 км), в пределах кристаллических щитов платформ – либо отсутствует, либо до первых сотен метров.
Осадочные образования – самые важные в практическом отношении горные породы. Это и полезные ископаемые, и основаниями для строительных сооружений. Роль осадочных пород как источников полезных ископаемых трудно переоценить. Осадочные породы могут сами быть полезными ископаемыми (фосфориты, ферролиты, каустобиолиты
и др.), из них могут добываться ценные компоненты (россыпи золота, серебра, платины,
алмазов), могут быть вместилищем углеводородов, использоваться как строительные материалы (песчаные, карбонатные, глинистые породы).
1. ТЕОРИЯ СЕДИМЕНТОГЕНЕЗА (ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ)
Каждая осадочная горная порода представляет собой природное образование, формирующееся в результате действия закономерных физико-механических, физикохимических и биологических процессов, происходящих в гидросфере, нижней части атмосферы и верхней части литосферы. Историю образования и существования, в том числе
преобразования осадочных пород можно разделить на несколько последовательных стадий (рис. 1.1а, б):
 гипергенез (стадия подготовки вещества для будущих осадочных пород);
 перенос или транспортировка (стадия мотогенеза);
 седиментогенез (стадия осадконакопления);
 диагенез;
 катагенез;
 метагенез.
а – схематический разрез верхней части земной
коры, иллюстрирующий современное морское
осадконакопление, диагенез и катагенез
(Г.Ларсен, Дж.Чилингар, 1971).
б – стадии седиментогенеза и литогенеза,
их главнейшие параметры (Япаскурт, 2005).
Рис. 1.1. Различные схематические представления о стадийности седиментогенеза и
литогенеза.
Любая осадочная горная порода может быть представлена как геологическое образование, принадлежащее на время его изучения определенному этапу в цикле осадочных
процессов (рис. 1.2).
В теории седиментогенеза и литогенеза названные стадии образования, существования и преобразования осадков и горных пород можно объединить в две надстадии:
 осадкообразования (седиментогенеза), реализующуюся в бассейне седиментогенеза, и
 породообразования (литогенеза), реализующуюся в бассейне породообразования.
Надстадия седиментогенеза предваряется стадией мобилизации осадочного веществ, обусловленной в основном гипергенными, либо вулканогенными процессами.
Включает стадии переноса (транспортировки) мобилизованного вещества и седиментогенеза, при которых происходит накопление мобилизованного вещества в осадках (см. рис.
1.1). Процессы осуществляются в пределах седиментационных бассейнов. Под ними понимаются участки земной поверхности, включающие территории мобилизации и транспортировки вещества, а также области осадконакопления.
Рис. 1.2. Общая схема стадий и циклов осадочного породообразования, эндогенных
и экзогенных породных изменений (Япаскурт, 2005). Римскими цифрами обозначены
циклы: I – прерванный, II и III – укороченные, IV – полный, V – полнейший.
Следующая надстадия – надстадия породообразования. Реализуется при условии
тектонического погружения дна седиментационного бассейна, либо воздымания его водосборных окраин. При этом отложившиеся осадки будут перекрываться все более и более
новыми.
Породные изменения при последующем накоплении новых отложений имеют прогрессивную направленность. Тогда изменения реализуются в условиях погружения при
увеличении с глубиной температуры и давления. При этом будет также происходить отток
захороненных при седиментогенезе вод. В конечном итоге изменения могут привести к
метаморфизации породы.
В другом случае, когда процесс погружения осадочных толщ прерывается тектоническим воздыманием (инверсия), процесс прогрессивных породных изменений может
быть прерван. Тогда наблюдается их регрессивная направленность (регрессивный эпигенез), т.к. осадочные породы попадают в условия понижающихся давлений и температур.
При этом породы испытывают действие деструктивных процессов. При выходе на дневную поверхность их следует рассматривать как материнские породы, которые вновь испытывают гипергенез и участвуют в новом цикле осадкообразования.
1.1. Стадия гипергенеза (выветривания)
Гипергенез понимается как комплекс физико-химических и биологических изменений горных пород, которые осуществляются на границе атмосферы и твердой оболочки
Земли. Другое название этого процесса – выветривание. Этот процесс также можно
назвать субаэральным выветриванием, подчеркивая этим место его реализации.
Гипергенез, как процесс изменения, может происходить не только на континентах.
Изменению могут подвергаться осадки и горные породы водных бассейнов – озер, морей
и океанов. Тогда этот процесс называют гальмиролизом.
Гипергенные изменения горных пород, часто называемых материнскими, следует
рассматривать как глобальный процесс их преобразования, благодаря которому происходит подготовка вещества (материала) для будущих осадков, охватывающий поверхность
всей суши. При гипергенезе происходит: 1) изменение ранее образовавшихся горных пород, 2) образование особых типов пород, называемых гипергенными, либо элювиальными,
либо остаточными, 3) формирование исходного материала для осадков. Сформированные
при гипергенезе образования слагают кору выветривания, сложенную продуктами разрушения материнских пород.
Гипергенез, начинающийся на поверхности Земли, распространяется вглубь практически до нижней границы зоны аэрации, т.е. глубины проникновения атмосферных вод.
Однако с глубиной этот процесс постепенно затухает, что связано с уменьшением активности его факторов. Область распространения такого изменения часто называют зоной
гипергенеза. Продукты гипергенеза, оставшиеся на месте, называются также элювием.
Породы, подвергающиеся гипергенезу, часто называют материнскими, т.к. продукты их разрушения дают начало осадкам. Материнскими породами могут быть любые из
известных – магматические, метаморфические и осадочные породы, выведенные тектоническими силами на дневную поверхность. Их способность к разрушению обусловлена тем,
что они, попадая в зону гипергенеза, являются неустойчивыми образованиями. Неустойчивость материнских пород к факторам гипергенеза определяется в свою очередь тем, что
такие породы образовались в термодинамических условиях, господствующих на глубине.
Исключение могут составлять эффузивные породы, формирующиеся на поверхности Земли, но и они образуются при температурах, значительно более высоких, чем температуры
на поверхности.
В зоне гипергенеза породы, оказавшиеся на земной поверхности, находятся в термодинамических условиях, отличных от условий их образования, подвергаются деструкции под влиянием атмосферных газов (прежде всего, растворенных в воде), воды и растворенных в ней веществ органической и неорганической природы, живых организмов
растительного и животного происхождения, а также продуктов их жизнедеятельности и
продуктов их разложения.
Факторы, определяющие гипергенез, можно разделить на две группы:
 внутренние (минеральный состав, структура и текстура пород);
 внешние (климатические и физико-географические условия).
Расстояние между дневной поверхностью (верхняя граница зоны гипергенеза) и
глубиной проникновения агентов, вызывающих гипергенез (нижняя граница зоны гипергенеза), называется мощностью зоны гипергенеза. В различных условиях, определяемых
рельефом поверхности Земли, агентами гипергенеза, типом материнских пород она может
быть различна. Так, например, в аридных условиях при слабо расчлененном рельефе зона
гипергенеза маломощна, может составлять доли метра. Наоборот, в гумидных условиях
при достаточно расчлененном рельефе и меньшей скорости сноса материала, чем скорости
гипергенеза, эта зона может достигать мощности в десятки метров, очень редко – первые
сотни метров.
Продукты гипергенеза, накапливающиеся в коре выветривания, некоторыми геологами выделяют в отдельную группу остаточных или элювиальных образований.
Гипергенезу способствует воздымание территории и эрозия продуктов разрушения.
Тогда процессы изменения материнских пород более интенсивны, хотя при этом мощность зоны гипергенеза может быть весьма небольшой.
Формирующиеся при гипергенезе коры выветривания по своим морфологическим
признакам могут быть площадными, линейными и линейно-площадными (рис. 1.3). Последние две формируются в силу высокой неоднородности пород по горизонтали или
наличии вертикальных разломов, зон трещиноватости.
Коры выветривания являются рыхлыми образованиями. Поэтому достаточно легко
подвергаются денудации при воздымании областей их развития. Тогда как при погружении, наоборот, коры выветривания захороняются под покровом накапливающихся сверху
осадков. В последнем случае они называются погребенными. Если же этого не происходит, то коры выветривания называются открытыми.
Изучение процессов выветривания имеет не только теоретическое, но и практическое значение, т.к. в результате гипергенеза образуются месторождения многих полезных
ископаемых – месторождения остаточных и новообразованных минералов, полиметаллические месторождения зон вторичной цементации сульфидов.
При гипергенезе (суаэральном выветривании) следует различать две его составляющие. Это:
 механическое разрушение материнских пород и
 химическое разложение при участии живых организмов и продуктов их жизнедеятельности.
Процессы физического и химического выветривания реализуются совместно, но
весьма часто преобладает один из них.
1.1.1. Механическое разрушение материнских пород
Механическое разрушение или физическое выветривание приводит к дезинтеграции материнских пород, т.е. их распаду на отдельные блоки различного размера: от крупных глыб до обломков, размер которых равен долям миллиметра. Особенностью механического разрушения пород, отличающего этот вид гипергенеза от химического разложения, является то, что минеральный состав пород не меняется. Меняются лишь их структурно-текстурные особенности. Формирующийся материал сложен угловатыми обломками. С глубиной размер обломков увеличивается, что связано с уменьшением активности
факторов выветривания. Идеализированный профиль коры физического выветривания
приведен на рисунке 1.4. Из рисунка видно, что сверху вниз в таком профиле выветривания доля мелкообломочного материала уменьшается, а более крупнообломочного – увеличивается.
Разрушение материнских пород происходит под влиянием следующих факторов:
 изменение температуры;
 силы кристаллизации;
 механическое воздействие растений и животных;
 тектонические силы;
 ударное действие воды (абразия) и воздействие текучих вод (эрозия), оба процесса можно назвать воздействием движущихся водных масс;
 ударное действие ветра (корразия);
 эрозионная деятельность льда (экзарация).
Идеализированный профиль коры физического выветривания.
Кора выветривания гранитов в зоне умеренного влажного климата.
1 – свежий (невыветрелый) гранит, 2 –
рыхлый выветрелый гранит, 3 – зона дресвы.
Рис. 1.4. Профили кор физического выветривания. Схематические зарисовки.
Изменение температуры связано с климатическими условиями местности. Могут
быть суточными, сезонными и погодными. Известно, что все физические тела при повышении температуры увеличивают свой объем (расширяются), а при снижении температуры сжимаются. Горные породы, состоящие из агрегата минеральных зерен, испытывают
такое же при колебаниях температуры. При этом те или иные минералы обладают различными коэффициентами теплового расширения. К тому же температурные коэффициенты
расширения тех или иных минералов не одинаковы по разным кристаллографическим
направлениям. Исключение составляют аморфные тела и минералы, кристаллизующиеся в
кубической сингонии, т.к. у них температурные коэффициенты по различным направлениям одинаковы.
В силу сказанного при колебаниях температуры в горных породах возникают физические напряжения, приводящие к их разрушению. При одинаковых колебаниях температур разрушение полиминеральных горных пород происходит за меньший промежуток
времени, чем мономинеральных. Вначале формируются довольно крупные обломки, а со
временем разрушаются и они, формируя более тонкообломочный материал. А так как
диапазон колебания температур с глубиной становится меньше, то сверху вниз крупность
раздробленного материала увеличивается.
Силы кристаллизации также приводят к механическому разрушению материнских пород. Этот вид разрушения связан с формированием в пустотном пространстве пород твердых новообразований. Ими могут быть замерзающая вода (кристаллизация из воды льда) или кристаллизующиеся минералы. Вода при замерзании увеличивает свой объем на 9%, что и вызывает разрушение. Такое же расклинивающее действие оказывают и
формирующиеся из растворов в пустотах минералы, например, кальцит, гипс, галит.
Воздействие растений и животных обусловлено их жизнедеятельностью. Примером могут служить разрушение пород корневой системой растений, жизнедеятельность
роющих организмов, разрушающая деятельность водорослей.
Тектонические силы оказывают разрушающее действие в геодинамически активных областях. При тектонических движениях помимо пластичных деформаций могут проявляться разломы, приводящие к дроблению пород и даже их перетиранию.
Ударное действие воды (абразия) наблюдается вблизи береговой линии, когда
волны прибоя разрушают горные породы. Воздействие текучих вод определяется механическим разрушением материнских пород под влиянием водной массы. Зависит от скорости ее движения и массы.
Формирующиеся при этом обломки испытывают перенос и поэтому строго отнести
такое разрушение к формированию элювия было бы не верным.
Ударное действие ветра (корразия) обусловлено не столько перемещением воздушных масс, сколько тем, что последние переносят обломочный материал, который при
соударении с горными породами вызывает их механическое разрушение. Образующийся
при этом раздробленный материал также как и в случае воздействия на горные породы
движущихся водных масс переносится и не может строго соответствовать элювию, накапливающемуся поверх материнских пород.
Эрозионная деятельность льда (экзарация) до некоторой степени аналогична
двум предыдущим факторам. Движущиеся льды (ледники) также приводят к разрушению
пород. При этом происходит и перенос разрушенного материала.
Отнесение абразии, эрозии, корразии и экзарации к факторам физического выветривания не является строгим, т.к. эти процессы приводят не только к разрушению, но и к
переносу материала. Не является строгим и отнесение тектонических сил к факторам физического выветривания.
Наиболее интенсивно физическое выветривание материнских пород проявляется в
областях расчлененного рельефа (горные области), в районах, где наблюдаются значительные суточные колебания температур, а также в высоких широтах, где периоды господства отрицательных температур довольно продолжительны. Этим физикогеографическим условиям отвечают области с довольно расчлененным рельефом, а климатическим условиям отвечают областям аридного и нивального климатов.
1.1.2. Химическое разложение материнских пород
при участии живых организмов и продуктов их жизнедеятельности
Нередко химическое разложение (разрушение) материнских пород при участии
живых организмов и продуктов их жизнедеятельности называется «химическим выветриванием». Этот вид гипергенеза меняет как химический, так и минеральный состав исходных пород, т.к. состав продуктов выветривания и материнских пород различен. Минералы, неустойчивые к агентам выветривания, преобразуются в другие, устойчивые в термодинамических условиях поверхности Земли. При этом часть компонентов материнских
пород образует при гипергенезе растворимые соединения и мигрирует за пределы профиля выветривания. Реализация такого гипергенеза приводит также и к изменению структур
и текстур материнских пород.
Основными ведущими реакциями при химическом разложении материнских пород
являются:
 растворение и выщелачивание;
 гидролиз;
 гидратация;
 карбонатизация;
 окисление и др.
Процесс растворения в нашем случае следует понимать, как способность минералов материнских пород при взаимодействии с водой образовывать растворы. Мерой растворимости минералов в воде служит концентрация его насыщенного раствора при данных температуре и давлении. Растворимость минералов различна (табл. 1.1), поэтому различна и скорость их растворения. Это свойство минералов вместе с другими свойствами
один из показателей устойчивости минералов к агентам химического выветривания.
Выщелачивание – это селективное растворение отдельных составляющих горной
породы – минералов, т.е. процесс избирательного растворения и выноса подземными водами отдельных компонентов горных пород, в первую очередь легко растворимых минералов. К ним, например, относятся довольно легко растворимые хлориды Na+, K+ и др.,
сульфаты и карбонаты Ca2+.
Таблица 1.1
о
Растворимость минералов в воде при 20 С
Растворимость, г на 100 г воды
Минерал
Галит
Сильвин
Гипс
Ангидрит
Магнезит
Кальцит
Арагонит
Кварц, силикаты и алюмосиликаты
36,0
34,0
0,24
0,20
0,10
0,0014
0,0015
Растворимость крайне мала (см. табл. 1.2).
Гидролиз – обменная реакция (обменное разложение) между твердым веществом и
водой. Примером может служить реакция AlCl3 + 3H2O → Al(OH)3 + 3HCl. Другой, более
сложный пример – каолинитизация калиевого полевого шпата при гипергенезе
KAlSi3O8 + H2O → Al4Si4O10(OH)8 +
SiO2
+ K(OH)
КПШ
вода
каолинит
кремнезем
(раствор)
раствор
Гидратация – реакция, вследствие которой происходит присоединение молекул
воды к веществу. Могут образовываться кристаллогидраты, гидроокислы.
Карбонатизация – процесс изменения минералов горных пород, приводящий к образованию в них карбонатов кальция, магния и др.
Окисление приводит к повышению степени окисления атомов (например, железа),
входящих в состав минерала. Сопровождается минеральным преобразованием. Продуктами реакции могут быть окислы и гидроокислы.
Перечисленные процессы сопровождаются не только формированием новых гипергенных минералов в корах выветривания, но и выносом растворенных компонентов из
профиля выветривания в виде истинных или коллоидных растворов. Это предопределяет
формирование в корах выветривания пустотности – пор и каверн, а иногда и трещин растворения. Этому способствует постоянное или периодическое промывание коры выветривания водой, поступающей преимущественно из атмосферных осадков. Вода и растворенные в ней соединения являются необходимой средой, где протекают различные реакции,
приводящие к изменению минерального состава материнских пород.
Основными агентами химического выветривания являются:
 повышенная температура (согласно правилу Вант-Гоффа, повышение температуры на 10оС повышает скорость реакций в 2 раза, на 20оС – в 22 раза и т.д.);
 вода и растворенные в ней газы, а также органические и неорганические соединения;
 микроорганизмы и продукты жизнедеятельности животных и растений.
Наиболее интенсивно процессы химического выветривания происходят в областях
господства гумидного климата и повышенных температур. Ими являются области влажного тропического климата с обильной растительностью.
Минералы материнских пород обладают различной устойчивостью к агентам химического выветривания (табл. 1.2). Это доказывается исчезновением тех или иных из них
на определенных уровнях коры выветривания. Различная устойчивость минералов обусловлена их химическим составом и типом химических связей между составляющими минерал химическими элементами. Наличие в составе минералов щелочных и щелочноземельных химических элементов, элементов в низкой валентности приводит к их более
быстрому преобразованию. Низкой устойчивостью обладают те минералы, химические
связи в которых между атомами ионные. Идеализированный ряд устойчивости минералов
может быть представлен рядом Голдича (рис. 1.5), который обратен ряду Боуэна.
Таблица 1.2
Ряд породообразующих минералов, расположенных по возрастанию
индекса химической устойчивости к выветриванию
Группа
Минерал
Индекс устойчивости
Оливин
10
Пирит
10
Ромбические пироксены
10-40
Неустойчивые
Анортит
30
Актинолит
40
Битовнит
40
Моноклинные пироксены
50-60
Роговая обманка
70
Умеренно устойчивые
Цоизит
70
Гипс
70
Лабрадор
80
Андезин
100
Эпидот
110
Олигоклаз
130
Устойчивые
Биотит
160
Альбит
170
Апатит
220
Ставролит
270
Микроклин
290
Весьма устойчивые
Гранат
310
Ортоклаз
350
Хлорит
400
Мусковит
600
Крайне устойчивые
Кварц
530
Рис. 1.5. Ряд Голдича. Показывает устойчивость минералов к агентам химического
выветривания. Снизу вверх степень устойчивости минералов снижается.
Различная устойчивость минералов материнских пород определяет минералогическую (и химическую) зональность профиля выветривания. В профиле коры выветривания
зоны выделяются по исчезновению минералов материнских пород или появлению гипергенных (новообразованных) минералов (табл. 1.3). Зоны могут называться по основным
минералам, присутствующим в них, либо нумеруются. Помимо минералогической зональности при характеристике профиля выветривания показывается химический состав
выделяемых зон (графически или в виде таблицы), иногда и химизм поровых растворов.
Переход материнских пород в кору выветривания плавный, постепенный. Границы
же между зонами профиля выветривания могут быть как плавными, так и достаточно резкими. С глубиной по профилю выветривания меняются еН и рН водных растворов, что
связано с зональностью профиля выветривания.
Изменения минералов материнских пород в профиле выветривания сопровождается не только формированием гипергенных минералов, но и выносом тех компонентов, которые не вошли в их состав. Такими, прежде всего, являются щелочные и щелочноземельные элементы.
Из сказанного следует, что при гипергенезе в корах выветривания могут сохраняться наиболее устойчивые минералы, а неустойчивые минералы преобразуются в гипергенные. При этом часть химических компонентов преобразующихся минералов может переходить в раствор.
Таблица 1.3
Минералогическая зональность профиля выветривания гранитов
в условиях теплого влажного климата
Минералы
Гипергенные
Зоны
Реликтовые
Промежуточные
Конечные продукты
(метастабильные)
выветривания
IV
Кварц
–
Каолинит
III
Кварц, микроклин
–
Каолинит
Кварц, микроклин,
II
Монтмориллонит
Каолинит
биотит
Кварц, микроклин,
I
Монтмориллонит
–
альбит, биотит
Гранит (материнская порода) – кварц, микроклин, альбит, биотит
Вопрос о поведении химических элементов в корах выветривания можно решить,
используя диаграмму ионных потенциалов химических элементов В.Гольдшмидта (рис.
1.6). Под ионным потенциалом химических элементов здесь понимается отношение заряда иона к его радиусу. На диаграмме ионный потенциал некоторых химических элементов
показан точками.
Ионный
радиус
Cl
I
1,4
OH
1,0
Na
Li
0,6
Sr
3
=
ИП
Ca
Fe
II
Ba
K
Mg
Fe
Al
Ti
Si
12
ИП=
III
P
S
0,2
C
+1
+3
+5
Заряд иона
Рис. 1.6. Диаграмма ионных потенциалов В.Гольдшмидта.
1 – растворимые катионы и анионы; 2 – элементы-гидролизаты; 3 – растворимые анионы
(оксианионы).
Диаграмму можно разделить на три поля:
 в поле I попадают растворимые катионы;
 в поле II – катионы-гидролизаты;
 в поле III – оксианионы, т.е. анионы, химически связанные с кислородом,
например, PO43-, SO42-, CO32-.
По диаграмме Гольдшмидта можно предсказать поведение элементов, слагающих
неустойчивые к агентам химического выветривания минералы материнских пород. В корах выветривания: накапливаются минералы, образованные химическими элементами, относимыми к гидролизатам, другие – растворимые катионы и анионы – образуют растворы
и, соответственно, выносятся из них.
В различных климатических областях новообразованиями кор химического выветривания могут быть различные минералы. Такими преимущественно являются глинистые
минералы и гидроокислы. Их появление при гипергенезе среди прочих условий определяется количеством атмосферных осадков (рис. 1.7).
Рис. 1.7. Распределение глинистых минералов и бокситов в образцах почв с Гавайских островов в зависимости от влажности климата.
Наиболее интенсивно процессы химического выветривания реализуются в областях гумидного климата.
По уровню дезинтеграции вещества среди продуктов выветривания можно выделить три основные группы:
 продукты механического раздробления (физического выветривания) материнских пород;
 остаточные (реликтовые) минералы, т.е. те компоненты, которые обладают высокой устойчивостью к агентам химического выветривания;
 продукты химического преобразования минералов материнских пород – минеральные новообразования, часто имеющие коллоидную и субколлоидную размерность;
 продукты химического разложения минералов материнских пород, образующих
истинные растворы.
1.2. Стадия переноса продуктов выветривания (мотогенез)
Вынос продуктов разрушения (продуктов физического и химического выветривания) из зоны гипергенеза – один из этапов формирования осадков. Продукты выветривания мигрируют из повышенных областей в пониженные под влиянием силы тяжести.
Агентами переноса (переносчиками) служат:
 вода;
 ветер;
 движущиеся льды.
К агентам переноса в ряде работ относят также живые организмы, их остатки и
продукты их жизнедеятельности, способные переносить материал.
Вода является основным агентом переноса материала в гумидных областях. В
аридных областях таким агентом выступает ветер. В высоких широтах и областях высокогорий первое место принадлежит движущимся льдам.
Перенос продуктов выветривания может осуществляться в трех формах:
 твердые частицы;
 коллоидный раствор;
 истинный раствор.
Перенос твердых частиц может начаться под непосредственным влиянием силы
тяжести – обвальные процессы и оползни, либо при достижении переносчиком определенной скорости, которая достаточна для транспортировки частиц определенного размера
и плотности.
Способы переноса твердых частиц разнообразны (рис. 1.8):
 перекатывание и волочение;
 сальтация;
 в виде взвеси.
Рис. 1.8. Перенос обломков в водном (или воздушном) потоке.
1 – перекатывание по дну, 2 – сальтация, 3 – перемещение в виде взвеси.
Процессы переноса и осаждения обломочных частиц в водном потоке экспериментально изучены Ф.Хьюльстремом. Из построенной им диаграммы (рис. 1.9) следует, что
начало размыва (отрыва частиц от дна) частиц размером <0,1 мм и >1 мм начинается при
одинаковой скорости потока. Это связано с тем, что частицы малых размеров (особенно
глинистые частицы), лежащие на дне обладают значительными силами сцепления. Для
более крупного материала эти силы весьма малы, поэтому скорости водных потоков, необходимые для осаждения частиц и их отрыва от дна близки.
Рис. 1.9. График Ф.Хьюльстрома, показывающий зависимость размыва, переноса и осаждения частиц от их размеров и скорости движения воды в потоке.
Следует сказать, что транспортирующая деятельность временных и постоянных
водных потоков зависит от скорости течения и массы переносимой воды. Она может меняться в широких пределах в зависимости от водосборных площадей, климата, рельефа
местности.
Скорость течения равнинных рек может колебаться от нескольких сантиметров в
секунду до 100 см/сек. Тогда могут переноситься обломки до 10 мм. Скорость течения
горных рек может достигать величин 700 см/сек. Тогда возможен перенос обломков размером до нескольких метров.
Водный сток рек измеряется в N км3/год. Так, например, Обь с водным стоком 394
3
км /год выносит в Северный ледовитый океан 14 млн. т твердых продуктов выветривания.
Река Меконг с водным стоком в 387 км3/год выносит в Южно-Китайское море 1000 млн.
т/год, т.е. в 70 раз больше. Так называемый «твердый» сток, выносимый всеми реками
Земли в моря и океаны составляет 18,8 млрд. т/год. Количество вещества выносимого в
ионно-растворенной форме, оценивается в 3.2 млрд. т/год.
Перенос коллоидных частиц и истинных растворов также осуществляется водными
потоками.
Количество материала, привносимого в бассейны конечного стока за счет смыва
продуктов гипергенеза с материка, вулканической деятельности или поступления из космического пространства различно (табл. 1.4).
Таблица 1.4
Количество материала, поставляемого из различных источников
в течение года (Лисицын, 1974)
Продукты, млн. т
Источники
твердые
жидкие
газообразные
Продукты выветривания:
смыв с материков
18530
3200
?
перенос ветром
1600
?
?
перенос льдом
1500
?
?
Вулканический материал
2000-3000
70-100
20-30
Космический материал
10-80
?
?
Привносимый в бассейны седиментогенеза обломочный и коллоидный материал
может осаждаться и не испытывать в дальнейшем значительных механического перемещения, что обычно происходит в малых по площади бассейнах. Однако в больших по
площади водных бассейнах с расчлененным рельефом привносимый материал может существенно перераспределяться по его дну. Может также осаждаться с последующим перемывом и переотложением. Перераспределение неконсолидированного терригенного материала в крупных бассейнах происходит благодаря:
 океанским и морским течениям;
 приливно-отливной деятельности;
 мутьевым (турбидитным) потокам.
Мутьевые или турбидитные потоки (рис. 1.10) являются своеобразным способом
переноса терригенного материала, играющим важную роль в его перераспределении в
пределах крупных водных бассейнов. Они возникают обычно в районах континентального
склона и обусловлены локальным взмучиванием неконсолидированных осадков вследствие землетрясения или подводного оползня. Образующееся при этом «облако» осадка,
обладая бóльшей плотностью, чем морская вода, движется по уклону дна в сторону больших глубин. Внешне напоминает снежную лавину в горах. Взмучивая и захватывая другие
осадки и даже разрушая другие осадочные породы, такая движущаяся масса может достигать высоких скоростей и переносить большую массу твердого материала. В области
абиссальных равнин скорость турбидитного потока уменьшается и происходит практически одновременное осаждение частиц различной крупности.
Рис. 1.10. Возникновение турбидитных потоков:
1 фаза – возникновение мутного облака на континентальном склоне (например, в результате землетрясения); 2 фаза – разгон турбидитного потока при движении тяжелой
суспензии вниз по склону в сторону океанических глубин, захват рыхлых осадков; 3 фаза –
выход турбидитного осадка на плоский участок дна бассейна, снижение скорости, начало осаждения принесенного потоком материала.
1.3. Стадия седиментогенеза (осадконакопления)
Под термином «седиментогенез» понимают образование осадка из переносимого
материала. Большая часть осадков формируется в водных бассейнах, которыми являются
бассейны конечного стока – моря и океаны, а также озера. Однако образование осадков
может происходить и в путях миграции – на континентах. Например, при транспортировке материала водными потоками осаждение может происходить в речных долинах и озерах.
В литературе термин седиментогенез (осадкообразование, осадконакопление)
имеет несколько определений. Однако приведенные ниже определения дополняют и не
противоречат друг другу.
1. Сложный процесс взаимодействия поверхностных геосфер (атмосферы, гидросферы и литосферы) Земли, происходящий в условиях низкого давления и низкой температуры при участии различных организмов (биосфера). Основным источником энергии
процесса осадконакопления является солнечная радиация.
2. Совокупность явлений, протекающих на поверхности Земли и приводящих к
возникновению новых осадочных образований (осадков) за счет переработки ранее существовавших твердых минеральных масс литосферы.
3. Образование осадка в бассейне седиментации, сопровождающуюся его механической дифференциацией по размеру частиц, дифференциацией коллоидного материала,
дифференциацией из истинных растворов, биогенной дифференциацией.
Главные факторы седиментогенеза – геодинамическая обстановка и климат, т.е.
ландшафт земной поверхности и климат, а также петрофонд осадочных отложений.
В условиях переноса обломочных частиц ветром (аридный климат) или ледниками
(нивальный климат) большая их часть осаждается в пределах континентальной части Земли. Часть переносимого ветром или ледниками материала может достигать и водных бассейнов, осаждаясь в них.
Факторами осаждения переносимого материала являются:
 снижение скорости агентов переноса (вода, ветер);
 таяние движущихся льдов;
 изменение химического состава воды (результат испарения или смешения,
например, пресных и морских вод);
 жизнедеятельность биоты.
1.3.1. Осадочная дифференциация
Процесс седиментогенеза при переносе материала водными потоками сопровождается дифференциацией. Результатом осадочной дифференциации является то, что в определенных обстановках формируются те или иные осадки (рис. 1.11).
Можно выделить четыре типа дифференциации:
 механическую дифференциацию обломочных частиц;
 дифференциацию коллоидного материала;
 химическую дифференциацию при формировании осадков из истинных растворов;
 биогенную (органогенную) дифференциацию из истинных растворов.
Выделение четырех типов осадочной дифференциации основано на неодинаковых
механизмах осаждения частиц различной дисперсности.
Механическая (или гравитационная) дифференциация реализуется при осаждении обломочных частиц под действием силы тяжести, когда энергия флюидапереносчика (вода или ветер) становится недостаточной для перемещения частиц определенного размера. Основными факторами, влияющими на осаждение частиц, являются рельеф и скорость водного потока.
Рис. 1.11. Фациальный профиль рассеянных содержаний элементов и их рудных накоплений в гумидных зонах (с кембрия доныне). По Н.М.Страхову, 1963.
По мере падения скорости водного потока будет осаждаться все более и более мелкообломочный материал (рис. 1.12). Процесс выпадения частиц при падении скорости
водного потока может быть описан законом (уравнением) Стокса
V  0,2
где
r 2 ( 1   2 )


,
V – скорость падения частиц в воде, r – сферический радиус частиц, 1 – плот-
ность частиц,  2 – плотность воды,  – вязкость воды,  – ускорение силы тяжести.
Следует сказать, что уравнение Стокса применимо лишь к строго ламинарному режиму
движения частицы, когда число Рейнольдса Re<1,6, и не учитывает коагуляцию, поверхностные явления, влияние изменения концентрации твердой фазы и другие факторы.
Схема механической осадочной дифференциации
Механическая дифференциация твердых продуктов выветривания по размерам частиц:
1 – галька, 2 – гравий, 3 – песок, 4 – алеврит
Рис. 1.12. Схемы механической дифференциация обломочного материала.
Сказанное выше представляет упрощенную модель механической дифференциации
обломочного материала при его переносе водными потоками. В природных же обстановках в зависимости от глубины осаждения, поступательном или колебательном движении
воды, а также их соотношений может наблюдаться осаждение частиц различной крупности и сортировки (рис. 1.13).
Рис. 1.13. Генетическая диаграмма Ронова.
Поля песков: I – отложенных при поступательном движении воды (пески рек и
течений), II – отложенных при колебательном движении воды (пески пляжей, морских,
озерных и речных), III – накапливающихся на дне морей или других бассейнов при слабых
колебательных движениях; IV – эоловых, условно выделяемых.
Дифференциация коллоидного материала. Поведение частиц коллоидной размерности в путях миграции и механизмы их осаждения подчиняются законам коллоидной
химии. Особенностями частиц коллоидной размерности,, являются их малый размер и
наличие поверхностного заряда определенного знака (рис. 1.14). Коллоидные частицы
имеют размер n(10-4-10-6) мм. Поверхностный заряд коллоидных частиц может быть различным. Так, например, у глинистых частиц он отрицательный, у гидроокислов металлов
– положительный. Взвесь коллоидных частиц в воде называется коллоидным раствором
или коллоидной системой.
Рис. 1.14. Схематическое строение мицеллы (а) и изменение величины потенциала
(б) в двойном электрическом слое:
1 - ядро мицеллы, 2 - двойной электрический слой, 3 - адсорбционный слой противоионов,
4 - диффузионный слой противоионов, знаками “плюс” и “минус” показаны положительные и отрицательные ионы; φ - межфазовый потенциал, ξ - электрокинетический потенциал, АВ - плоскость скольжения.
Коллоидные системы – двухфазные дисперсные системы с предельно высокой степенью дисперсности, при которой еще сохраняется гетерогенность, т.е. наличие между
дисперсной фазой и дисперсионной средой поверхности раздела. Коллоидные системы
являются промежуточными между молекулярнодисперсными (истинными) растворами и
грубо дисперсными (суспензиями, эмульсиями). Важнейший параметр коллоидных систем, определяющий степень их устойчивости, – величина свободной поверхностной
энергии на границе раздела фаз. Независимо от степени устойчивости, важной характеристикой коллоидных систем является их мицеллярная структура: различают системы типа
золей, со свободно перемещающимися мицеллами, и типа гелей, в которых мицеллы связаны между собой. Образование частиц коллоидной размерности возможно двояким путем: дисперсионным (за счет раздробления частиц) и конденсационным (за счет агрегации
молекулярно(ионно)-дисперсных частиц). Наличие коллоидов – типичная черта биосферы
(Вернадский): они широко распространены в структуре живого вещества, к ним относятся
многие глинистые минералы, гидроокислы металлов, они играют большую роль в процессах седиментогенеза, диагенеза, процессах миграции веществ.
Коллоидные системы обладают двумя основными свойствами:
 кинетической устойчивостью и;
 агрегативной устойчивостью.
Кинетическая устойчивость – это способность частиц коллоидной размерности
находиться во взвешенном состоянии. Обусловлена их малым размером. Размер частиц
коллоидной размерности составляет от долей мкм до 1 нм. В силу этого они в отличие от
более крупных частиц участвуют в броуновском движении вместе с молекулами воды и
их осаждение слабо контролируется силой тяжести. Так, например частицы плотностью
2,5 г/см3 и размером 1 мкм (0,001 мм) опускаются в спокойной воде на глубину 1 м за 20
суток, частицы размером 0,5 мкм – за 85 суток, а частицы размером 0,1 мкм – за 2,5 года.
Агрегативная устойчивость – способность частиц коллоидной размерности «оказывать сопротивление» силам коагуляции. Агрегативная устойчивость также определяется
малым размером коллоидных, в силу чего они имеют поверхностный заряд. Поэтому одинаково заряженные коллоидные частицы отталкиваются друг от друга.
Коллоидные системы в пресных водах довольно устойчивы, тогда как в растворах
электролитов, к которым можно отнести морские воды, наступает коагуляция. Коагуляция
– это объединение частиц дисперсной фазы в агрегаты вследствие сцепления (адгезии) частиц при их соударениях. Коагуляции способствуют:
 уменьшение поверхностного заряда частиц, имеющих одинаковый знак поверхностного заряда;
 или «слипание» частиц, имеющих различные знаки поверхностного заряда (гетерокоагуляция).
Уменьшение поверхностного заряда частиц возможно вследствие адсорбции их поверхностью противоионов, т.е. ионов другого знака. При этом вследствие уменьшения величины поверхностного заряда силы притяжения, обусловленные межмолекулярными
взаимодействиями, будут преобладать над силами отталкивания.
При гетерокоагуляции две дисперсные системы взаимно коагулируют друг друга в
результате прилипания частиц одной дисперсной фазы к частицам другой. Гетерокоагуляция наступает, например, при смешении двух агрегативно устойчивых коллоидных систем, частицы которых имеют разноименно заряженные поверхности. В этом случае также ионно-электростатические силы приводят к притяжению частиц, а не к их отталкиванию.
В коллоидном растворе могут присутствовать и вещества-стабилизаторы. Они,
наоборот, предотвращают коагуляцию. К ним относятся многие растворенные в воде органические вещества, повышающие устойчивость коллоидных систем. Причинами стабилизации могут быть образование на частицах адсорбционных слоев, оказывающих "барьерное" действие, или ослабление адгезии частиц в контакте вследствие вызываемого адсорбцией растворенных органических веществ снижения удельной межфазной энергии. В
последнем случае возможно проявление не только стабилизирующего, но и пептизирующего их действия. Пептизация – процесс, обратный коагуляции, т.е. распад агрегатов до
первичных частиц.
Осадочную дифференциацию коллоидного материала в обстановках мелкого моря
(лагунная и шельфовая зоны) можно видеть на средней части рисунка 1.11 на примере отложений бокситов, железных и марганцевых руд.
Химическая дифференциация при формировании осадков из истинных растворов. Процесс образования из истинного раствора твердой фазы называют химическим
осаждением. Этому способствуют условия, при которых водный раствор из устойчивого
состояния переходит в неустойчивое. При этом наступает пересыщение системы по какому-либо компоненту, который и осаждается, т.е. из растворенного состояния переходит в
твердую фазу. Осаждение твердой фазы из растворов можно добиться различными способами: понижением температуры раствора, удалением растворителя (т.е. выпариванием),
изменением кислотности среды, изменением состава растворителя и др. Необходимым
условием осаждения является существование разности плотностей дисперсной фазы
(твердых частиц) и дисперсионной среды (водного раствора), т.е. седиментационной неустойчивости.
Вид образующегося осадка определяется физическими характеристиками дисперсной системы и условиями осаждения. В случае грубодисперсных систем осадок получается плотным. Рыхлые осадки образуются при осаждении полидисперсных суспензий лиофильных веществ.
В природных условиях, когда в воде растворено большое количество различных
веществ, наблюдается определенная последовательность их осаждения. Основными факторами, определяющими последовательность образования твердых частиц, являются их
концентрация в растворе и их растворимость.
В природных условиях хемогенное осаждение минералов с образованием хемогенных осадков наблюдается в бассейнах конечного стока или водоемах, периодически теряющих связь с морским или океанским бассейном, в условиях аридного климата (рис. 1.15).
Основной фактор такого осаждения – испарение воды, что способствует повышению концентрации растворенных веществ. При достижении насыщения по растворенному компоненту происходит его кристаллизация осаждение.
Рис. 1.15. Модель «чашка выпаривания» (Безбородов, 1989). Водоем, периодически
теряющий связь с открытым морским бассейном. Аридный климат. Химическое осаждение эвапоритов.
1 – испарение повышает концентрацию солей в морской воде водоема с образованием рассола, 2 – барьер, препятствующий свободному обмену вод между открытым бассейном и полузамкнутым водоемом, 3 – плотный рассол, из которого происходит кристаллизация солей.
В случае поликомпонентного раствора, что обычно для природных растворов,
наблюдается определенная последовательность осаждения минералов. Она определяется
концентрацией компонентов в растворе и их растворимостью. Первыми выпадают компоненты, обладающие мéньшей растворимостью и бóльшей концентрацией в растворе.
Биогенная (органогенная) дифференциация из истинного раствора. Биогенный
(органогенный) механизм извлечения компонентов из водной и воздушной среды доказывается наличием в породах остатков фауны и флоры. Образование компонентов осадка
происходит в результате жизнедеятельности животных и растений (в т.ч. водорослей).
Процесс контролируется многими биогенными и абиогенными факторами: климат, форма
и объем бассейна осадконакопления, связь бассейна с Мировым океаном, температура
среды, глубина водного бассейна, перемешивание водной среды, поставка питающего ве-
щества для существующей биоты, освещенность, соленость воды и ее химизм, состав биоты, прозрачность воды, привнос терригенного материала и т.п. Биогенная дифференциация обусловлена тем, что те или иные организмы извлекают из окружающей среды определенные компоненты, а также тем, что те или иные организмы распространены не повсеместно, а занимают определенные площади – ареалы, благоприятные для их жизни.
Живущие в определенных местах организмы могут быть как одиночными, так и
колониальными. При формировании осадочных тел, образованных колониальными организмами, формируются органогенные постройки (рис. 1.16). Их особенностью является
образование даже при седиментогенезе горных пород, обладающих довольно большой
прочностью, а не осадков.
Рис. 1.16. Типы органогенных построек (по И.К.Королюк и М.В.Михайловой).
I – биостромы, 0,5-5,0 м; II – биогермы, онкоиды, 1-10 м (а – угнетенные, б – свободноросшие, в – образующие рифы); III – биоритмы; IV – биогермный массив, 10-100 м;
V – рифовый массив, сотни метров.
1.3.2. Смешение (интеграция) материала
Следует сказать, что при осадконакоплении происходит не только дифференциация
материала, но и его смешение (интеграция). Последнее обусловлено тем, что различные
компоненты осадка, механизмы осаждения которых различны, могут накапливаться в одних и тех же обстановках седиментогенеза. Тогда формируются осадки, сложенные генетически различными компонентами. Часто в таких условиях образуются смешанные по
минеральному составу отложения или мономинеральные отложения, состоящие однако из
генетически различных компонент.
Примером первого может служить формирование мергелей, глинистых песков и
т.п., примером второго – карбонатных осадков, состоящих из механогенного и органогенного материала.
1.3.3. Влияние климата и тектоники на осадконакопление
Основными факторами, определяющими осадконакопление, являются климат и
тектоника. Различные сочетания названных факторов определяют особенности гипергенеза, переноса материала и осадконакопления в тех или иных ландшафтно-климатических
областях. Влияние климата на процесс формирования осадков будет рассмотрен ниже (см.
«Климатические типы седиментогенеза»).
Влияние тектоники проявляется в ландшафтной обстановке седиментогенеза.
Так, например, в условиях сильно расчлененного рельефа будет преобладать физическое выветривание; транспортироваться будет обломочный материал; агентами переноса в зависимости от климатических условий могут быть либо ледники, либо ветер, либо
водные массы; накопление обломочного материала будет контролироваться его механической дифференциацией. Роль климата при этом проявляется через агенты переноса обломочного материала.
1.3.4. Скорость осадконакопления
Скорость осадконакопления и абсолютные массы осадков определяются количеством осадочного материала, поступающего в бассейны седиментогенеза и осаждающегося в определенных его частях. В бассейнах конечного стока основная масса осадков формируется в результате привноса материала реками и вследствие жизнедеятельности биоты. Меньшую роль играет материал, привносимый ветром и ледниками. Присутствует
также вулканический и космический материал.
Другими факторами, контролирующими скорость осадконакопления, следует считать расстояние от суши и рельеф дна бассейнов седиментогенеза, также течения и климат.
Наблюдается следующая тенденция: вблизи континентов скорость осадконакопления и абсолютные массы осадков максимальны, а в пределах центральных частей крупных
водоемов – минимальны. Аномально большие скорости осадконакопления наблюдаются
вблизи устьев крупных рек. Повышенные – вблизи островов.
Темп осадконакопления определяется также размерами бассейнов и площадью их
водосборов. Чем больше бассейн и меньше его водосборная площадь, тем ниже темп
осадконакопления, и наоборот.
Характерные скорости осадконакопления в различных обстановках приведены на
рисунке 1.17.
Оценка скорости накопления осадочных толщ и скорости собственно осадконакопления тесно связана с проблемой перерывов в осадконакоплении. Отнесение мощности
осадочной толщи ко времени ее образования позволяет оценивать скорость ее накопления
в целом или отдельных ее частей. Однако при расчете скорости накопления осадочных
толщ следует учитывать, что чем больше в анализируемой толще содержится перерывов
и размывов, тем существеннее будут различия между реальными скоростями осадконакопления и величиной скорости накопления осадочных толщ. Особенно резко эти различия проявляются в областях лавинной седиментации и прежде всего в районах развития
дельтовых систем.
Рис. 1.17. Характерные скорости осадконакопления в различных обстановках (Einsele,
1992).
1.4. Типы и особенности седиментогенеза
Территория седиментационного бассейна включает области: 1) гипергенной мобилизации осадочного вещества (водосборы или «питающие провинции»), 2) пути его
транспортировки в конечный водоем стока и 3) дно этого водоема.
На процессы гипергенеза, переноса материала и собственно седиментогенез большое влияние оказывает климат и тип бассейнов седиментогенеза, выделяемые в соответствии с геодинамическими обстановками их формирования. Считается, что климат оказывает большее влияние на седиментогенез, чем любой другой фактор. Поэтому ак.
Н.М.Страховым выделены три климатических типа седиментогенеза (гумидный, аридный
и ледовый) и один аклиматический, связанный с поступлением на поверхность Земли
продуктов вулканической деятельности. Он называется вулканогенно-осадочным.
Названные типы седиментогенеза достаточно хорошо классифицированы и изучены в
пределах континентальной части Земли, тогда как закономерности морского и океанского
седиментогенеза изучены слабее. Поэтому в дальнейшем изложении вначале говорится о
седиментогенезе на континентальной части, а потом – морском седиментогенезе.
1.4.1. Типы седиментогенеза на континентах
Выделенные ак. Н.М.Страховым типы седиментогенеза наиболее отчетливо проявляются в пределах континетов.
Гумидный седиментогенез господствует на тех территориях, для которых характерны влажные климаты и среднегодовая положительная температура (гумидный климат).
Признаком влажных климатов является преобладание среднегодового количества осадков
над среднегодовым испарением. Признаком среднегодовой положительной температуры
является такая температура, при которой вода может длительное время существовать в
жидком виде. Гумидный тип седиментогенеза также характерен и для открытых, т.е. имеющих связь с мировым океаном, водных бассейнов, располагающихся на территориях, где
господствует аридный климат. Примером последнего является Красное море.
В условиях гумидного климата преобладает химическое выветривание при условии
не сильно расчлененного рельефа. Материал из области сноса в область осадконакопления
переносится в виде твердых частиц, коллоидного материала, истинного раствора. Основным агентом переноса служат поверхностные воды: ручьи, реки. Осадками бассейнов конечного стока являются терригенный и коллоидный материал, а также биогенные (органогенные) образования при подчиненной роли хемогенных отложений. Для гумидного седиментогенеза характерна «незавершенность» процесса осадконакопления, т.к. здесь не
накапливаются соляные отложения.
Аридный седиментогенез отмечается на тех территориях суши, на которых господствуют повышенные температуры в сочетании с отрицательным балансом влаги
(аридный климат). Сухость климата проявляется в скудности как фауны, так и флоры. Это
области пустынь, полупустынь и сухих степей.
В условиях аридного климата преобладает физическое выветривание. Перенос материала осуществляется преимущественно ветром в виде твердых частиц. Может осуществляться также водными артериями, берущими начало в зоне гумидного климата, тогда переносятся как твердые частицы, так и коллоидные и истинные растворы. Все водные
бассейны в той или иной степени осолонены. Осадками областей аридного седиментогенеза является терригенный материал, а также продукты хемогенного осаждения. Однако
здесь не формируются такие отложения как каустобиолиты, аллиты, ферролиты, манганолиты. При условии привноса материала из областей гумидныго климата может накапливаться и коллоидный материал.
Ледовый (нивальный) литогенез развит преимущественно в пределах континентов. Климат характеризуется низкими среднегодовыми температурами (ниже -10оС). Он
обеспечивает длительное существование ледового покрова. Этот тип седиментогенеза
господствует на архипелагах арктических островов, Антарктиде, высокогорных областях.
Для этих территорий характерно отсутствие сколь-нибудь значимой деятельности воды.
Низкие среднегодовые температуры препятствуют реализации в этих областях химических и биологических процессов. Механическое разрушение пород и перенос материала осуществляется движущимися льдами. Преобладает физическое выветривание – экзарация (ледниковое выпахивание). Накапливаются ледниковые отложения, образование
которых генетически связано с современными или древними горными ледниками и материковыми покровами. Среди ледниковых отложений выделяют: либо собственно ледниковые (гляциальные), либо водноледниковые. Первые образуются в результате оседания
переносимого обломочного материала в ложе ледника, слагаются несортированными рыхлыми образованиями. Вторые образуются внутри и по периферии ледников из отсортированного и переотложенного талыми водами моренного материала. Среди них различают
ледниково-речные или флювиогляциальные отложения — отложения потоков талых вод и
озѐрно-ледниковые (лимногляциальные) отложения внутри- и приледниковых озѐрных
водоѐмов.
Обломочный материал может осаждаться не только на континентах. В случае образования айсбергов, вынос ими обломков может происходить в морские и океанские бассейны.
Вулканогенно-осадочный седиментогенез реализуется в тех областях, где активна вулканическая деятельность. Продуктами извержения вулканов являются:
 эксплозивная деятельность (выбросы твердых частиц – пепел, лапилли, вулканические бомбы);
 гидротермальный процесс (излияния термальных растворов);
 эксгаляция (выделения газов).
Особенностью вулканогенно-осадочного седиментогенеза является его аклиматичность, т.е. независимость поступающего в область седиментогенеза вулканического материала от климатических условий. Однако климат оказывает влияние на процессы миграции вулканического материала и его дифференциацию. А в случае образования смешанных осадков, состоящих из вулканического и собственно осадочного материала, последний несет признаки гумидного, аридного или нивального седиментогенеза.
Следует учитывать, что поступление материала может осуществляться как при
наземной вулканической деятельности, так и подводной.
1.4.2. Особенности морского и океанического седиментогенеза
Климатическая зональность, влияющая на процессы осадконакопления, проявляется и в седиментогенезе, реализующемся в крупных морских и океанических бассейнах –
областях (водоемах) конечного стока. Здесь также наблюдается дифференциация материала, поступающего с суши или образующегося в водной среде.
Факторами, контролирующими седиментогенез в морских и океанических бассейнах, являются:
 огромность площади;
 большая роль гидродинамического фактора – течений, волнений;
 меньшая по сравнению с седиментацией на континентах чувствительность к
климату, поэтому можно выделить лишь два основных типа седиментогенеза – теплого и
холодного климата;
 высокая расчлененность дна бассейнов.
Здесь также в областях интенсивной вулканической деятельности проявляется вулканогенно-осадочный седиментогенез.
Весьма существенное влияние на заполнение бассейнов осадочным материалом
оказывают колебания уровня водоемов, как относительные региональные, так и эвстати-
ческие, часто имеющие глобальный характер. Колебания уровня моря изменяют глубину
бассейнов и соответственно регулируют воздействие на седиментацию волнового фактора. Также определяют интенсивность и направленность поверхностных и придонных течений, что может приводить к образованию крупных аккумулятивных осадочных тел или
напротив обусловливать размывы уже накопившихся толщ и появление в разрезах хиатусов. Крупноамплитудные колебания уровня водоемов могут приводить к радикальной перестройке режима седиментации.
Эвстатические колебания оказывают решающее влияние на формирование сложной
структуры осадочного комплекса в зоне перехода от континента к океану. Колебания
уровня моря являются одним из ведущих факторов, определяющих деятельность дельтовых систем (рис. 1.18). Поскольку колебания уровня моря зачастую имеют глобальный
или субглобальный характер, изменения в развитии дельт (их выдвижение или отступание), однонаправленные и одновременные изменения в режиме бассейновой седиментации происходят на огромных площадях Мирового океана. Те же причины контролируют
деятельность фэновых систем (рис. 1.19) и, соответственно, появление или исчезновение в
разрезах флишоидных комплексов.
Рис. 1.18. Схематические блок-диаграммы, демонстрирующие новейшее развитие
лопастей фэна Миссисипи во время четырех стадий цикла изменения уровня моря: А - относительно высокий уровень моря; Б - начальная стадия понижения уровня моря; В - продолжающееся падение уровня моря; Г - подъем относительного уровня моря. Рисунок вне
масштаба. 1 - линия берега, 2 - край шельфа (Bouma et al., 1989).
Рис. 1.19. Эвстатические модели развития
фэнов в периоды низкого уровня моря и
распространение нефэновых турбидитов в
периоды высокого стояния моря
(Shanmugam, Moiola, 1982).
Установлена связь образования крупных оползней, в том числе отложений турбидитов с периодами падения уровня моря, причем механизм возникновения оползней в
разных обстановках может быть различным. В одних случаях они возникают в результате
сокращения ширины шельфа и концентрации значительных масс осадочного материала у
его бровки с последующим срывом по склону из-за возникающего при этом неустойчивого положения осадков; в других из-за падения уровня моря нарушается гидростатическое
равновесие между давлением наддонных вод и захороненными иловыми водами, а возникающая разница в давлении приводит к неустойчивости осадочных масс. В результате эвстатических колебаний оползневые процессы проявлялись синхронно и на обширных территориях.
Механизмы влияния эвстатических колебаний на характер фонового осадконакопления многочисленны и разнообразны. Особый интерес представляет связь колебаний
уровня моря с образованием осадочных полезных ископаемых. Установлена зависимость
между этапами развития трансгрессий и накоплением осадков, обогащенных органическим веществом, а также связь времени формирования оолитовых железных руд с регрессивными эпизодами.
Эвстатические колебания уровня океана определяют появление сходства в строении одновозрастных осадочных толщ различных осадочных бассейнов.
2. ТЕОРИЯ ЛИТОГЕНЕЗА (ПОРОДООБРАЗОВАНИЯ)
Как указывалось ранее, под термином «литогенез» понимаются любые постседиментационные изменения, следующие после процесса осадконакопления. Литогенез рассматривается как совокупность многофакторных процессов естественной историкогеологической эволюции флюидно-породной системы бассейна породообразования в
стратисфере.
Процессы литогенеза в отечественной литературе принято делить на три стадии:
диагенез, катагенез и метагенез, последовательно сменяющие друг друга при погружении
осадочных бассейнов и начале метаморфизма (см. рис. 1.1 и 1.2). Такое будет принято и
здесь. Однако следует сказать, что в зарубежной литературе, как правило, постседиментационные процессы принято называть диагенезом, не выделяя стадий.
Весьма важным следует признать то обстоятельство, что в отличие от предыдущих
стадий – гипергенеза, переноса материала и седиментогенеза, постседиментационные изменения не зависят от климатических условий. Однако в ряде случаев диагенетические
изменения могут определяться ими. Последнее может реализоваться при весьма небольших глубинах бассейна осадконакопления или в том случае, если реализуется субаэральный диагенез.
Постседиментационные изменения могут быть классифицированы по степени изменения химического состава осадочных отложений. Их по аналогии с классификацией
процессов метаморфизма можно разделить на процессы регионального литогенеза (другие
названия – фоновый литогенез или литогенез погружения) и локального литогенеза (другие названия – вторичные изменения наложенного характера). Иллюстрацией сказанному
служит рисунок 2.1.
Рис. 2.1. Принятая классификация процессов литогенеза.
В условиях погружения осадочных толщ процессы диагенеза, катагенеза и метагенеза слабо меняют их химический состав (закон физико-химической наследственности
Л.В.Пустовалова, 1940). Такие слабые изменения химического состава происходят лишь
за счет дегидратации минералов, их преобразовании, отжима поровой воды, и выноса растворенных компонент. Исключения составляют лишь процессы обмена компонентами
между наддонной водой и осадком. Тогда изменения могут быть весьма существенными.
Примером последнего может служить диагенетическая доломитизация осадка карбоната
кальция, реализуемая лишь при определенных условиях.
Изменения, обусловленные погружением, охватывают большие объемы осадочных
толщ, равные объемам осадочных бассейнов или их крупным частям. Основными факторами этого типа постседиментационных изменений считаются температура и давление,
увеличивающиеся с глубиной.
Другой тип постседиментационных изменений не охватывает большие объемы пород. Распространен локально, хотя масштабы его проявления могут весьма существенно
различаться. Подобные изменения могут приводить к существенным изменениям химического и минерального состава осадочных пород. Основными факторами подобных изменений являются геофлюидный и геодинамический режимы бассейна породообразования,
нередко меняющиеся во времени.
2.1. Диагенез
От греч. «dia» – приставка со значением завершенности. Понятие «диагенез» введено в науку немецким геологом В.Гюмбелем (1888 г.), который вкладывал в него всю совокупность изменений осадка от первоначального его вида вплоть до превращения в метаморфические горные породы. Позднее (немецким геологом Й.Вальтером, советским
геологом ак. А.Е.Ферсманом и др.) понятие «диагенез» было сужено.
Существует два определения термина, не противоречащие друг другу. 1) Диагенез
– совокупность физических и химических процессов преобразования рыхлых осадков в
осадочные горные породы в верхней зоне земной коры. 2) Диагенез – биохимическое и
физико-химическое уравновешивание твердых компонентов осадка, а также поровой захороненной воды.
Осадки водных бассейнов образуются в различных климатических и гидродинамических условиях. Рыхлый осадок является многокомпонентной системой, в состав которой
могут входить: химически и биогенно осажденные соединения; привнесенный терригенный материал, органические вещества, а также реликтовые (захороненные, седиментогенные, остаточные) воды, заполняющие поры. При вулканической деятельности возможно
присутствие пирокластического материала. Поэтому осадок является смесью реакционноспособных твердых компонентов и захороненной воды. При этом отсутствует физикохимическое равновесие между 1) генетически различными твердыми частицами осадка, 2)
твердыми частицами осадка и захороненной водой, 3) захороненной и наддонной водой,
4) частицами осадка и наддонной водой. К тому же, весьма часто присутствующее в осадке органическое вещество и различные организмы также приводят к определенным изменениям осадка. Поэтому уже в самой начальной стадии существования осадка начинается
взаимодействие отдельных его частей друг с другом, с остаточными иловыми водами и
водной средой бассейна осадконакопления.
Факторами преобразования осадков в горные породы следует считать:
1. Высокая обводненность осадков, имеющая огромное значение в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузионное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.
2. Наличие многочисленных живых организмов, главная масса которых сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Они играют существенную роль в преобразовании материала осадка. После их отмирания вместе с захороненным при седиментогенезе органическим веществом они изменяют химизм поровых вод. Органическое вещество, большое скопление которого в осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и сероводорода, меняет химизм водной среды осадка с окислительной на
восстановительную. Такое может происходить на глубине в несколько сантиметров.
3. Седиментогенные воды со временем, взаимодействуя с компонентами осадка,
меняют свой состав. Вследствие этого захороненные растворы воды, пропитывающие
осадок, могут существенно отличаться от состава наддонной воды. Поэтому различие в
химическом составе водных растворов осадка и придонной воды вызывает обмен веществ
между ними.
4. Продолжающийся процесс осадконакопления приводит к тому, что на ранее образовавшийся осадок оказывается литостатическое давление. Однако, как считается, при
диагенезе оно не играет существенной роли в уплотнении осадка и уходу из него поровой
захороненной воды, как при катагенезе.
5. Взаимодействие компонентов осадка с наддонной водой.
К главным изменениям осадков при диагенезе могут быть отнесены (рис. 2.2):
1. Обезвоживание (отжим поровой воды) и уплотнение, возникающие под давлением накопившихся новых слоев осадка. Однако, как выше указывалось, эти процессы
слабо развиты при диагенезе, значительно более – при катагенезе (рис. 2.3).
Рис. 2.2. Схема диагенеза и катагенеза (по Н.М.Страхову).
Рис. 2.3. Диаграмма изменения пористости и объемной массы глин в зависимости
от глубины их погружения (по Н.Б.Вассоевичу):
1- стадия весьма сильно затрудненного уплотнения, 2- стадия сильно затрудненного уплотнения, 3- стадия затрудненного уплотнения, 4- стадия свободного уплотнения
2. Образование новых диагенетических минералов, включая формирование конкреций. Образование новых минералов осадков во многом контролируется химизмом среды
(рис. 2.4). Однако их формирование возможно лишь при условии наличия в растворе необходимых компонент в концентрациях, достаточных для кристаллизации новообразований.
Рис. 2.4. Диаграмма Крамбейна и Гаррелса, показывающая устойчивость некоторых компонентов осадочных пород в зависимости от рН и еН среды.
2а. Образование новых диагенетических минералов (аутигенез) может быть обусловлено достижением поровых растворов пересыщения по какому-либо компоненту, что
и приводит к их кристаллизации. Тогда вновь сформированные минералы могут быть рассеяны среди компонентов осадка или заполнять его пустоты – газовые пузыри или биопустоты (пустоты раковин и пустоты, образующиеся при разложении другой биоты, например, водорослей). Источником вещества для новообразований в этом случае следует считать поровые растворы осадка, т.е. захороненные воды.
Пример. Заполнение зернистым кальцитом пустот различного генезиса в карбонатном или песчаном осадке.
2б. Нередко новообразованные минералы образуют различной формы стяжения,
включая конкреции. Их образование вокруг каких-либо центров или спонтанное зарождение обязано пространственному перераспределению вещества осадка, находящегося в метастабильном состоянии. Так могут формироваться конкреции кремней, фосфоритов, сидеритов, замещение минералами кремнезема или пиритом органических остатков в из-
вестняках. Нередко в конкрециях может прослеживаться реликтовая слоистость осадков.
Тогда можно определить относительное время их образования (рис. 2.5). Источником вещества для новообразований в этом случае следует неустойчивые (метастабильные) твердые компоненты осадка, способные к растворению, пространственному перераспределению и кристаллизации.
Конкреция, сформированная в глинистом осадке до его уплотнения. Изменение
мощности глинистых отложений в процессе их катагенетического уплотнения.
На первоначальную мощность отложений
указывает раннедиагенетическая конкреция пирита. Нижняя юра. Восточный Кавказ.
а – начало диагенеза (рыхлый глинистый осадок или неуплотненная глина), б
– катагенез после сильного уплотнения
(сланцеватый аргиллит).
в
Формирование конкреций во время
уплотнения (в) и после существенного
уплотнения (г) отложений.
в – конкреция, сформированная во
время уплотнения вмещающих отложений; г – конкреция, сформированная в существенно уплотненных породах (после
уплотнения пород в катагенезе).
г
Рис. 2.5. Соотношение конкреций и слоистости.
Пример. Наличие остатков диатомовых водорослей, сложенных опалом, в карбонатном осадке приводит к образованию кремнистых конкреций, состоящих из халцедона
и/или кварца.
2в. Образование новых диагенетических минералов может быть связано также с
взаимодействием твердых компонентов осадка с наддонной водой. Примерами могут являться образование в осадке, состоящем из карбоната кальция, доломита. Образование доломита происходит за счет привноса ионов магния из наддонной воды в осадок и его взаимодействия с карбонатом кальция по схеме
2CaCO3 + Mg2+ = CaMg(CO3)2 = Ca2+.
Однако этот процесс не является повсеместным. Считается, что для его реализации необходимыми условиями являются малая скорость осадконакопления, что обеспечивает дли-
тельное время протекания реакции, и большая соленость наддонных водп по сравнению с
нормальной.
2г. Сульфат-редукция – анаэробный окислительно-восстановительный процесс между
сульфатами и органическим веществом, осуществляемый бактериями сулъфатвосстанавливающими (сульфатредуцирующими). Развивается в водной среде и в донных осадках
водоемов (пресноводных и морских). При анаэробном разложении органического вещества, осуществляемого сульфат-редуцирующими бактериями, присутствующие в водной
среде сульфат-ионы (SO42-) преобразуются в сероводород. Процесс идет по схеме:
2SO42–+4C+3H2O = H2S+HS–+CO2+3HCO3–.
В случае присутствия в среде минералов железа в условиях восстановительной
среды формируется пирит (Fe2++2H2S=FeS2+4H+), который может образовывать различной
формы стяжения.
3. Перекристаллизация компонентов осадка интенсивнее проявляется в том случае, если они относятся к достаточно растворимым соединениям и находятся в химическом равновесии с поровым раствором. Тогда могут наблюдаться различные виды перекристаллизации: перекристаллизация с укрупнением зерен (химики этот процесс называют освальдовским созреванием), и перекристаллизация, приводящая к самоогранке зерен.
4. Частичное (коррозия) или полное растворение неустойчивых компонентов осадка. Реализация процесса возможна при условии нахождения в осадке не только химически
неустойчивых компонент, но и при выносе растворенного вещества. В противном случае
при достижении раствором насыщения прекратится и процесс растворения. Примеры: а)
растворение карбонатов, включая органические остатки, в глинистых породах при рН<7,
б) растворение и вынос органического вещества в виде углекислого газа за счет его окисления, в) растворение неустойчивых силикатов и алюмосиликатов.
5. Трансформация минералов – преобразование минералов с сохранением структурного мотива. Пример, слоистые силикаты группы биотита в щелочных условиях могут
трансформироваться в хлорит, в кислых – в монтмориллонит.
Названные выше диагенетические изменения реализуются не повсеместно. Возможность реализации каждого из них во многом определяется геохимической обстановкой в осадке и составом последнего. Согласно Н.В.Логвиненко, можно выделить пять типов диагенеза: два типа «восстановительного диагенеза» (I и II), «окислительный» (III) и
два «переходных» (IV и V).
Диагенез I-го типа проявляется в морских и океанских отложениях приконтинентальной полосы и в осадках лагун, заливов с нормальной или повышенной соленостью,
содержащих большое количество свежего реакционноспособного (более 5-10%) гумусового и сапропелевого ОВ. Диагенез осуществляется в восстановительных щелочных условиях при интенсивной редукции сульфатов поровых вод анаэробными бактериями. При этом
образуются сероводород, сульфиды железа и некоторых других тяжелых металлов.
Диагенез II типа присущ осадкам с таким же большим содержанием ОВ, но в условиях опресненных внутренних морей, заливов или лагун, а также озер и болот на континенте. Здесь процессы породообразования развиваются по глеевому типу с формированием карбонатов железа, марганца и некоторых других металлов.
Диагенез III типа распространен в морских осадках приливно-отливной зоны или
мелководья с активным гидродинамическим режимом, осадкам ложа океана, содержащим
менее 0,5% ОВ (как правило, инертного и нереакционноспособного), а также аллювиальным, делювиальным и эоловым, существенно песчаным отложениям континентальной
суши. Там постоянно господствуют окислительные и преимущественно щелочные обстановки, при которых происходит образование оксидных и гидроксидных соединений железа, марганца, а при наличии примеси пирокластики формируются аутигенные смектиты и
цеолиты.
Мощность зоны диагенеза весьма изменчива, она минимальна в мелководных обстановках и максимальна в глубоководных. Колеблется от первых метров до сотен метров.
Строго определить нижнюю границу зоны диагенеза весьма затруднительно.
Следует также сказать, что диагенетические процессы могут быть реализованы не
только в пределах бассейна седиментогенеза ниже уровня моря, но и при выходе осадка
из-под уровня моря, а также осадков, образующихся в условиях приливно-отливных равнин и континентов. Первый принято называть субаквальным, второй – субаэральным.
Выше говорилось лишь о субаквальном диагенезе, как наиболее хорошо изученном.
Процессы субаэрального диагенеза реализуются выше уровня поверхности водного
бассейна. Причины диагенетических изменений заключаются в поступлении в осадок атмосферных осадков, а также в периодическом смещении границы смешения поверхностных и захороненных в осадке поровых вод.
2.2. Катагенез
Катагенез (от греч. «kata» – приставка, означающая движение вниз, усиление, переходность или завершение процесса). Это совокупность природных физико-химических
процессов изменения осадочных горных пород после их возникновения из осадков в результате диагенеза и до метагенеза – превращения в метаморфические породы. Другое
определение: катагенезом называется стадия изменений вещественного состава и структуры осадочных отложений в стратисфере при повышенных давлениях в диапазоне от 10 до
200 МПа и температурах от 25 до 200°С (± 25"С) в присутствии и при активном участии
поровых растворов.
Впервые термин «катагенез», обозначающий совокупность химических преобразований горной породы после перекрытия еѐ слоями нового осадка, был предложен
А.Е.Ферсманом в 1922 г. Термин «катагенез» постепенно вытесняет другие названия постдиагенетических процессов (например, эпигенез).
Главными факторами катагенеза являются: 1) температура, достигающая на глубине 8-12 км, на границе с зоной метаморфизма, 300-350°С; 2) литостатическое давление,
которое на этих глубинах доходит до 180-290 Мн/м2 (1800-2900 ат), и 3) поровые воды
(растворы), взаимодействующие с компонентами породы.
Многие процессы, начавшиеся при диагенезе, продолжаются и при катагенезе, некоторые являются новыми. Процессы, происходящие при катагенезе:
1. Важным следствием катагенеза является уплотнение пород, протекающее сначала без, а затем с изменением их структуры. К концу стадии пористость песчаников, алевролитов, аргиллитов обычно не превышает 1-2%. Результатом является уменьшение мощности пород. Наибольшее уменьшение мощности наблюдается в тех породах, которые при
седиментогенезе образовывали сильно обводненный осадок. Так, например, карбонатные
и глинистые илы, обладающие обводненностью до 80%, при катагенезе уменьшают мощность более чем в 10 раз. В песчаных отложениях снижение мощности много меньше – в
1,1-1,3 раза.
2. При уплотнении пород выжимается и удаляется практически вся свободная вода,
занимающая пустотное пространство. Этот процесс можно назвать дефлюидизацией. Дефлюидицация осадочных пород связывается с уходом из нее вод, захороненных при седиментогенезе, и тех вод, которые образуются при дегидратации некоторых минералов. К
числу последних относятся, прежде всего, глинистые минералы.
3. Минеральный состав многих пород претерпевает усиливающиеся с глубиной и
возрастом изменения. Одни минералы растворяются, другие кристаллизуются, третьи
трансформируются, четвертые дегидратируются или теряют подвижные в условиях катагенеза компоненты.
3а. Широко развито регенерационное обрастание зѐрен кварца (рис. 2.6) за счет
привноса в породы растворенного кремнезема. Одним из источников кремнезема могут
быть глинистые породы, из которых при гидрослюдизации монтмориллонита освобождается кремнезем.
1
2
Рис. 2.6. Регенерация. Зерна обломочного кварца (1), обросшие «рубашкой» новообразованного кварца (2). Кристаллографическая ориентировка 1 и 2 совпадают, что обнаруживается при оптико-микроскопических исследованиях.
3б. Также как и при диагенезе могут формироваться конкреции.
3в. Происходит замещение неустойчивых компонентов породы новообразованиями
вследствие пространственного перераспределения вещества. Замещение одних компонентов другим проявляется, например, в известняках при замещении органических остатков
минералами кремнезема.
3г. Органическое вещество, теряя СО2, растворимые в воде углеводороды и другие
компоненты, преобразуется. Бурые угли становятся каменными, а затем антрацитами. В
этих условиях нефтематеринские породы, обогащенные органическим веществом, отдают
углеводородсодержащие флюиды (рис. 2.7).
Рис. 2.7. Интенсивность генерации
нефти и газа ОВ баженовской свиты с глубиной погружения
отложений
(по
С.Г.Неручеву).
1 и 2 – интенсивность генерации
нефти и газа; 3 – интенсивность эмиграции нефти.
3д. Могут образовываться новые минералы за счет миграции флюидов из одних
пород в другие. Примером может служить миграция флюидов, отжимаемых из глинистых
толщ, в известняки с образованием в последних вторичного доломита (рис. 2.8).
Схема катагенетической доломитизации
Шлиф доломитизированного известпенсивальнских известняков Мидконтинента няка (Безбородов, 1989). Нижний кембрий.
в результате элизионного отжатия раство- Усольская свита. Осинский горизонт. Ирров из переслаивающихся с ними глин.
кутская область.
1 – известняк, 2 – глина, 3 – доломит, 4 –
Неправильные по форме зерна – кальизвестняковые линзы, 5 – проницаемые зоны. цит, ромбоэдрические зерна – доломит.
Рис. 2.8. Схема доломитизации известняков при катагенезе и шлиф частично доломитизированного известняка.
3е. Происходит трансформация глинистых минералов. Монтмориллонит через ряд
смешанослойных фаз превращается в гидрослюду (рис. 2.9). При гидрослюдизации монтмориллонита высвобождается большое количество межслоевой воды (дегидратация) и
уменьшается толщина слоев, происходит также поступление в поровые растворы высвобождающихся компонентов – ионов магния, натрия, кальция, а также кремнезема.
монтмориллонит
смешанослойная
фаза с преобладанием слоев монтмориллонита
смешанослойная
фаза с преобладанием слоев гидрослюды
гидрослюда
– слой монтмориллонита
– слой гидрослюды
Рис. 2.9. Схематическое представление трансформации слоистых силикатов. Преобразование монтмориллонита в гидрослюду через серию смешанослойных фаз.
4. Возникают новые текстуры и структуры.
4а. Стилолитовые швы. Широко развиты в карбонатных породах, встречаются в
песчаных.
4б. Вдавливание одних зѐрен песчаников в другие с формированием механоконформных структур пород.
4в. Перекристаллизация пород по принципу Рикке. Основным фактором является
литостатическое давление. В местах соприкосновения зерна растворяются, а растворяющееся вещество переоткладывается и кристаллизуется в пустотном пространстве.
4г. Перекристаллизация с укрупнением зерен.
5. Коррозия.
6. Кристаллизация коллоидной фазы.
7. Будинаж.
1.6. Метагенез
Метагенез (от греч. «meta» – между, после, через) – совокупность природных физико-химических процессов преобразования осадочных горных пород при их погружении в
более глубокие горизонты литосферы в условиях повышающихся давления и температуры. Метагенез предшествует метаморфизму.
В понимании термина «метагенез» среди ученых нет единого мнения. Советский
геолог Н.Б.Вассоевич, впервые предложивший (1957 г.) этот термин, считает его синонимом регионального метаморфизма горных пород. Другие метагенез рассматривают как
один из этапов преобразования осадочных горных пород, наступающих после катагенеза,
и происходящих вплоть до превращения их в метаморфические горные породы. В отличие
от катагенеза, изменяющего только отдельные компоненты пород, метагенез захватывает
всю минеральную массу. Например, глинистые минералы преобразуются в слюду, гидроокислы переходят в окислы. Одновременно усиливается взаимное прорастание минеральных зерен, но слоистая текстура пород нередко сохраняется.
Метагенез – стадия глубокого минералогического и структурного изменения осадочных пород в нижней части стратисферы, происходящая главным образом под влиянием повышенной температуры в условиях повышенного давления в присутствии минерализованных растворов. В эту стадию широко развиваются процессы перекристаллизации ранее образованных аутигенных минералов и глинистого вещества, растворения и кристаллизации под давлением главных породообразующих минералов осадочных пород. На этой
стадии появляются метаморфизованные осадочные породы: для раннего метагенеза характерны глинистые сланцы, песчаники, кварциты, кварцито-песчаники, кристаллические
известняки и доломиты, тощие угли и антрациты, для позднего метагенеза – аспидные и
филлитоподобные сланцы, кварциты, кристаллические и метаморфизованные известняки
и доломиты, антрациты и графитизированные антрациты. В глинистых породах и цементе
зернистых пород появляется парагенез диоктаэдрической гидрослюды, серицита (иногда
мусковита), хлорита, кварца или стильпномелана при непостоянном участии карбонатов.
Породы, подвергшиеся метагенетическим изменениям, являются переходными между
осадочными и метаморфическими, и называются метаморфизованными осадочными породами.
При метагенезе за счет стрессового давления обломочные зерна приобретают линзовидную форму, а вблизи них образуются халцедон-хлоритовые оторочки (рис. 1.25).
Рис. 1.25. Образование линзовидных зерен и формирование халцедон-хлоритовых
оторочек в «тенях давления» бластопесчаников триаса Восточного Забайкалья (Безбородов, 1989).
1 – обломочные зерна кварца, 2 – халцедон-хлоритовые оторочки в «тенях давления», 3 – хлорит-серицитовые агрегаты.
3. ПЕТРОГРАФИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
В разделе рассматриваются генетический состав осадочных пород, их строение
(структура и текстура), формы залегания и классификация.
2.1. Составные части осадочных пород
Осадочные породы состоят из различных по составу и происхождению составных
частей (компонентов). Их можно разделить на две группы. Первые называются аллотигенными компонентами, вторые – аутигенными (табл. 3.1).




Таблица 3.1
Составные части осадочных пород
Аллотигенные компоненты
Аутигенные компоненты
обломочный (реликтовый) материал,
 седиментогенный материал;
поступающий с суши;
 диагенетический материал;
гипергенный материал, также поступа катагенетический материал;
ющий преимущественно с суши и обра метагенетический материал.
зующийся за счет химического выветривания материнских пород в корах выветривания;
вулканический материал, поступающий
в бассейн седиментогенеза за счет деятельности вулканов;
космический материал, поступающий на
поверхность Земли из космоса.
Аллотигенные компоненты – это те составные части осадочных пород, которые
принесены в бассейн седиментогенеза из-за его пределов – из области сноса (источников
питания).
Аутигенные компоненты – это те составные части осадочных пород, которые образовались при седиментогенезе в осадке или в породе «in sity» (на месте) на разных стадиях
образования и изменения осадочных пород – диагенезе, катагенезе и метагенезе.
К аллотигенным компонентам относятся:
 обломочный (реликтовый) материал, поступающий с суши;
 гипергенный материал, также поступающий преимущественно с суши и образующийся за счет химического выветривания материнских пород в корах выветривания;
 вулканический материал, поступающий в бассейн седиментогенеза за счет деятельности вулканов;
 космический материал, поступающий на поверхность Земли из космоса.
К аутигенным компонентам относятся:
 седиментогенный материал;
 диагенетический материал;
 катагенетический материал;
 метагенетический материал.
Аллотигенные компоненты слагают основную массу обломочных (обломочный
материал), глинистых пород, аллитов, ферролитов (гипергенный материал) и часто входят
в виде примеси в состав других пород. В осадочных породах известно более 200 аллотигенных минералов и большое количество обломков самых различных горных пород. Тео-
ретически все известные минералы и горные породы могут встречаться в виде обломков в
осадках и осадочных породах. Однако практически в осадках и осадочных породах встречаются главным образом наиболее устойчивые минералы. К ним относятся кварц, каолинит и другие глинистые минералы, гидроокислы железа, алюминия и марганца, полевые
шпаты, слюды, обломки горных пород.
Признаки аллотигенных зерен (обломков минералов и пород). Аллотигенный характер обломочных зерен определяется по их окатанности или угловатости, что формирует неконформную структуры осадочных пород. Зерна, испытавшие механический перенос
в водной или воздушной среде, в той или иной степени округлены: от зерен со слегка
сглаженными углами до зерен со сферической или шарообразной формой. Другие обломочные зерна, не испытавшие механической обработки при переносе, имеют неправильную форму, близкую к угловатой.
Ассоциации аллотигенных зерен. Зерна аллотигенных минералов и горных пород
в осадочных породах образуют определенные, часто весьма характерные ассоциации, минеральный состав которых отражает петрографический состав пород питающей провинции (источника сноса обломочного материала), а также ее ландшафтно-климатические
особенности.
Связь между минералогическим и гранулометрическим составами терригенных пород. Между гранулометрическим и минералогическим составами терригенных пород существует определенная зависимость. Так, например, известно, что обломки горных
пород преобладают в составе грубообломочных отложений (галька, щебень, конгломераты и т.п.), в более или менее значительных количествах встречаются в некоторых песчаных породах и отсутствуют в алевритовых и глинистых. Слюды обычно накапливаются в
тонкозернистых песчаниках, алевритовых и глинистых породах. Глинистые минералы –
одни из основных компонентов пород, частицы которых обладают пелитовой размерностью.
Для современных морских осадков зависимость между минералогическим и гранулометрическим составами осадков изображена на рисунке 3.1. Рисунок представляет лишь
идеализированную схему седиментогенеза, которая в реальных условиях не всегда выполняется, т.к. распространение отдельных обломков минералов и горных пород в различных
типах осадков и пород по гранулометрическим фракциям представляет собой сложное явление и зависит от многих факторов.
Можно выделить две категории факторов, формирующих первичный состав терригенных осадков: 1) внутренние, заложенные в самом минерале и материнских породах, и
2) внешние, зависящие от физико-географических или ландшафтно-климатических условий (рельеф и климат) и геотектонических процессов.
Внутренние причины – это физические свойства минералов (удельный вес, твердость, хрупкость, морфология зерен и др.), химические свойства (растворимость, способность вступать в реакции и др.), количество и исходная величина зерен минералов в породах области сноса (питающей провинции).
Внешние причины – это характер и интенсивность материнских пород, дальность
переноса и способ транспортировки материала, ландшафтно-климатические условия отложения материала, его перемыв, сопровождающий осадконакопление, скорость захоронения осадков, характер вмещающих осадков, геохимическая среда осадконакопления.
Аутигенные компоненты. В осадках и осадочных породах известно более 200
аутигенных минералов. Среди них наибольшее значение имеют карбонаты, сульфаты, соли, минералы кремнезема, фосфаты и др.
Аутигенные минералы слагают основную массу карбонатных, фосфатных пород,
солей, часть глинистых пород, цемент обломочных пород и конкреции. Аутигенные мине-
ралы возникают в осадке (седиментогенные) или породе (диа-, ката- и метагенетические)
и являются индикаторами физико-химических условий среды образования осадков или их
преобразования в горные породы и изменения последних.
Аутигенный характер минералов определяется по целому ряду признаков: идиоморфности зерен, их нахождению в порах и пустотах обломочных пород (цемент обломочных пород), неправильной и гипидиоморфной форме зерен и мельчайшим размерам в
основной массе хемогенных, биохемогенных и биогенных пород, сферолитовому и оолитовому строению, выполнению и выстиланию пор и пустот, перемежаемости с другими
аутигенными минералами, замещению обломочных зерен и др.
Новообразованые минералы, сформированные при гипергенезе, седиментогенезе,
диа-, ката- и метагенезе – индикаторы физико-химических условий среды. Многие их
них могут быть индикаторами, показывающими значение рН, еН (см. рис. 2.4), соленость
вод бассейна и т.п.
Минералами-индикаторами рН являются: гидроокислы железа, опал, карбонаты –
кальцит, доломит и сидерит, каолинит, монтмориллонит, гидрослюда.
Минералами-показателями еН среды являются пирит, сидерит, шамозит, глауконит, окислы и гидроокислы железа и марганца и др.
Минералами-показателями солености являются карбонаты, сульфаты, галит и калийные соли.
Парагенетические ряды аутигенных минералов. Изучение аутигенных минералов осадочных пород показало, что они образуют закономерные ассоциации, т.е. определенные парагенезы. Можно различать парагенетические ряды совместного осаждения минералов и парагенетические ряды превращений минералов. Первые характерны для процессов седиментогенеза; вторые – для процессов диагенеза, катагенеза, метагенеза и выветривания.
Парагенетические ряды совместного (или последовательного) осаждения:
 в солеобразующих лагунах и озерах после выделения гипса происходит совместное осаждение каменной соли, гипса и полигалита;
 в угленосных отложениях при диагенезе совместно образуются пирит, каолинит
и сидерит (почва угольного пласта); каолинит, окислы кремния, сидерит (подпочва угольного пласта).
 в терригенных породах, содержащих органическое вещество, в процессе диагенеза образуется последовательный ряд минералов в связи с постепенным падением рН: глауконит – шамозит – сидерит – пирит.
Парагенетические ряды превращений минералов. При процессах диагенеза, катагенеза и метагенеза, например, происходит преобразование глинистых минералов и гидроокислов железа:
 монтмориллонит – смешанослойный минерал – гидрослюда – серицит – мусковит;
 лимонит – гидрогетит – гетит – гематит – магнетит.
Изучение парагенетических рядов аутигенных минералов помогает восстанавливать условия образования осадка, условия диагенеза и последующих изменений породы.
К аутигенным компонентам относятся также органические остатки, накапливающиеся при седиментогенезе. Наиболее важными из них являются организмы:
 с кремневой раковиной или скелетом (радиолярии, губки, диатомеи);
 с известковой раковиной или скелетом (фораминиферы, губки, кораллы, мшанки, брахиоподы, пелециподы, гастроподы, цефалоподы, тентакулиты, остракоды, кокколитофориды, синезеленые, зеленые и багряные водоросли);
 с фосфорнокислым скелетом или раковиной (позвоночные и два вида беззамковых брахиопод);
 организмы, концентрирующие углерод, дающие начало торфу и ископаемым
углям (псилофитовые, папоротникообразные, папоротники, хвойные, кор-
даитовые, цветковые), нефти и битумам (фитопланктон морей, зоопланктон
морей, различные представители макрофлоры и макрофауны морей и растительный детрит, принесенный с суши).
3.2. Классификация и номенклатура осадочных пород
В настоящее время существует несколько классификаций осадочных пород, в основу которых положены минеральный состав, либо химический состав, либо структура,
либо генезис, либо размерность зерен и их свойства, либо состав и происхождение пород в
равной мере.
Многие годы, а нередко и в настоящее время среди отечественных геологов широким распространением пользуется классификация М.С.Швецова (1958, 1964). Согласно ей,
осадочные горные породы делятся на три группы (табл. 2.6): 1) обломочные, 2) глинистые,
3) химические, биохимические и органогенные. Однако в ней прослеживается эклектичность, связанная с тем, что не выдержан единый принцип выделения групп пород. Обломочные породы выделяются на основе их происхождения и структуры. Глинистые – на основе минерального состава. Химические, биохимические и органогенные – по генезису.
Таблица 2.6
Классификация осадочных пород М.С.Швецова (1958)
с добавлениями сотрудников МГРИ
1. Генетические группы пород,
выделяемые на основе происхождения слагающих их веществ
Обломочные породы
(продукты разрушения без изменения минерального
состава)
Глинистые породы
(продукты разложения алюмосиликатов
и железистомарганцевых алюмосиликатов с образование глинистых
минералов)
Химические и
Продукты Смешанные
биохимические
фотосин- породы
продукты
теза
(смешение
(выпадения из
(накопле- различного марастворов с обние орга- териала, в том
разованием
нических числе и вулкаокислов и солей соединеногеннопростого химиний)
осадочного)
ческого состава)
2. Подгруппы пород, определѐнные условиями осадконакопления вещества
Остаточные – Перенесѐнные
3. Главные виды и разновидности пород,
обособляющиеся в процессах осадочной дифференциации
КрупнообломочМономинеральные: Гидроокислы Al, Торф
Глинисто- обные (псефиты):
– Гидрослюдистые Fe, Mn (латериУгли
ломочные
– брекчии
– Каолиновые
ты, бокситы, бу- Горючие Карбонатно– конгломераты
– Монтмориллонирые железняки)
сланцы
глинистые
Среднеобломочтовые
Кремнистые
Глинистоные (псаммиты)
– Олигомиктовые
(диатомиты, трекремнистые
Мелкообломочные – Полимиктовые
пелы, опоки,
Карбонатно(алевриты)
яшмы и др.)
обломочные
Фосфатные
Обломочно(фосфориты)
глинистые и
Карбонаты
др.
(известняки, доломиты)
Сульфаты
(гипсы, ангидриты)
Соли
(калийные и поваренные)
Другая классификация создана Н.В.Логвиненко (1974, 1984). Им осадочные породы
разделены на 10 групп: 1) обломочные, 2) глинистые, 3) глиноземистые, 4) железистые, 5)
марганцевые, 6) фосфатные, 7) кремнистые, 8) карбонатные, 9) соли и 10) каустобиолиты.
По мнению автора, в основу ее создания положены как генезис пород, так и их состав, что
часто вызывает критику.
Одной из классификаций осадочных пород является классификация
Р.С.Безбородова (1989), в которой предпринята попытка подразделить осадочные породы
по дисперсности компонентов, их слагающих (табл. 2.7). Генетическая обоснованность
классификации заключается в том, что поведение при седиментогенезе частиц той или
иной размерности различно.
Таблица 2.7
Классификация осадочных пород (Безбородов, 1989)
Кластогенные
Коллоидогенные
Ионогенные породы
породы
породы
Ионно-биогенные
Эвапориты
Грубообломочные
Глинистые
Фосфориты
Сульфатные
Песчаные
Аллиты
Кремнистые
Хлоридные
Алевритовые
Ферролиты
Карбонатные
Бораты
Манганолиты
Каустобиолиты
В основу классификации положены типы дисперсных систем, образуемых продуктами
выветривания материнских пород
Грубодисперсные
Субколлоидные
Ионно-дисперсные
и коллоидные
Кластические комГлинистые минера- Кремнекислота.
поненты – алеврит,
лы.
Фосфаты.
песок, гравий, галька Гидроокислы алюКарбонаты, сульфаты и хлориды K, Na, Ca,
и др.
миния, железа, мар- Mg.
ганца, микроэлеБораты.
менты (V, Cr, Ni, Co
и др.)
В последние годы вопросами классификации осадочных пород занимались ведущие литологи страны. Ими предлагается при выделении осадочных пород в группы,
прежде всего, использовать минеральный состав отложений. Так в классификации
В.Т.Фролова (1992) выделяются четыре группы осадочных пород. Этой же классификации
придерживается
О.В.Япаскурт
(2008).
Близкая
классификация
предлагается
В.Г.Кузнецовым (2007). Один из вариантов таких классификаций дан в таблице 2.8. Она и
будет использована при чтении курса.
В настоящее время в названии осадочных пород используются несколько терминов.
Так, например, термину «карбонатные породы» синонимом является термин «карбонатолиты». Термину «аллитовые породы» синонимом является термин «аллиты», «железным
породам» – «ферролиты» или «ферритолиты», «силицитам» – «кремнистые породы»,
«кремневые породы».
Суффикс «-ист» из названия пород предлагается убрать, а использовать его лишь в
названиях немономинеральных пород. Например, кремнистый известняк. Последнее означает, что содержание в известняке минералов кремнезема составляет менее 50%.
Таблица 2.8
Схема классификации осадочных пород по их составу
Типы пород
Примеры пород
1. Кварцевые и кварц-силикатные Грубообломочные породы
Песчаные породы
Алевритовые породы
Глинистые породы
Вулканогенно-осадочные породы
2. Оксидные и гидроксидные
Силициты
Ферролиты
Аллиты
Манганолиты (пиролюзитовые и псиломелановые руды)
3. Карбонатные
Известняки
Доломиты
Сидериты
Магнезиты
4. Сульфатные
Гипсы
Ангидриты
5. Галогенные (галоидные)
Каменная соль
Сильвинит
Карналлитовая порода
6. Фосфатные
Фосфориты
7. Каустобиолиты
Гумусовые
Липтобиолиты
Сапропелиты
Антраксолиты
Здесь же следует сказать, что доля тех или иных пород в осадочной оболочке Земли
неодинакова (табл. 2.9). Поэтому в дальнейшем изложении материала характеристике тех
или иных пород будет уделено неодинаковое внимание.
Таблица 2.9
Распространенность (в %) основных типов осадочных пород (Ф.Дж.Петтиджон, 1975)
Типы пород
Ш.Шухерт, 1931
Ф.Кюннен, 1941
А.Б.Ронов, 1968)
Поданным изучения По данным изучения По данным изучения
палеозойских отло- разрезов Индонезии разрезов платформ
жений Сев.Америки
Глинистые
44
57
49
Песчаные
37
14
24
Известняки
19
29
21
Особое место среди ископаемых осадочного генезиса занимают глины. По подсчетам Ф.
Кларка глины и глинистые сланцы слагают 80% стратисферы, по А. Холмсу – 70%, по М.
Хорку и Дж. Адамсу – 78%; А.Б. Ронов включив с стратисферу осадки Мирового океана
получил значение этой величины в 44,6%.