Закрыть ... [X]

Что такое недифференцированные зубы

Глава 3

СТАДИИ ОБРАЗОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

3.1. СТАДИИ И ФОРМА СЕДИМЕНТО- И ЛИТОГЕНЕЗА

Индивидуальная история почти каждой осадочной породы весьма длительна, осадочные породы практически постоянно меняются (Григорьев, Мякишев, 1969), и в этом они также не похожи на магматические породы, которые образуются быстро, фактически мгновенно, при застывании магмы и ее кристаллизации, и потом они в течение сотен миллионов лет почти не меняются, если не попадают в зону гипергенеза. А становление осадочных пород постепенное, они проходят много стадий образования и преобразования, начиная с мобилизации вещества для будущих осадков, его перемещения к месту отложения, самого процесса седиментации, или накопления осадка, чем заканчивается надстадия седиментогенеза (Заславский, 1983; Зорин, 1979; Крюков, 1971; Наливкин, 1955-1956; Океан, 1971; Современные 1961; Степанов, 1983). После накопления осадка наступает вторая важнейшая стадия - образование из осадка породы, - которая называется чаще всего диагенезом. Образовавшаяся осадочная порода, попадая на все большие глубины с повышающимися температурой и давлением, вынуждена приспосабливаться к ним и сильно меняться, так как ее составные части и строение были сформированы в совсем иных термодинамических условиях экзосферы. Эти изменения называются катагенезом и метагенезом. Последняя стадия - преддверие полного метаморфизма.

Таким образом, формирование осадочных пород проходит следующие надстадии и стадии (Тимофеев и др., 1974 и др.):

I. Седиментогенез.

1. Мобилизация: выветривание и вулканизм.

2. Перенос, или миграция, вещества.

3. Накопление, или седиментация.

II. Литогенез.

4. Диагенез.

5. Катагенез, или эпигенез.

6. Метагенез.

Большинство пород проходит все эти стадии. Однако в истории многих пород ряд стадий выпадает либо они еще не вступили в превращения той или иной стадии. Хотя формально мобилизация вещества выделяется в истории каждого осадка и породы, но, если рассматривать по существу и в особенности по формам, ее можно не различать в образовании элювиальных пород. В самом деле, кора выветривания формируется по готовым, существующим и любым породам, вещество которых уже мобилизовано, т.е. собрано вместе за цикл прежнего породообразования, а к данному этапу мобилизация уже не имеет отношения. В истории автохтонных углей отсутствует форма мобилизации - выветривание (как и вулканизм), т.е. не выделяется стадия мобилизации в этих литологических формах. Естественно, биологические формы мобилизации (поглощение СО2 из воздуха, воды, минеральных веществ и азота из почвы) происходят, как и химические формы мобилизации, при формировании пород коры выветривания. Точно так же формируются биорифы, без выветривания и вулканизма, а мобилизация вещества совершается на более низком, биохимическом уровне. Выветривание отсутствует при образовании туфов, но здесь вещество мобилизуется вулканическим, а именно эксплозивным (взрывным) способом. В истории каких еще пород отсутствует стадия выветривания?

Перенос как стадия седиментогенеза не выделяется в истории кор выветривания (хотя внутрикоровое перемещение вещества и энергии значительно, но это более низкий уровень процессов), автохтонных углей, рифов и других биогенных накоплений на месте жизни организмов. Седиментация, или накопление вещества, - центральная и обязательная стадия для каждого осадка и породы, поэтому она выделяется в истории каждой породы, хотя это накопление происходит в разных формах, а иногда выделение такой стадии в литогенетическом смысле становится в значительной мере формальным. Так, в корах выветривания накопление произошло до данного цикла седиментогенеза, и к формирующимся породам оно не имеет прямого отношения. Внутрикоровое накопление, например руд железа или алюминия, конечно, происходит, но это более глубокий, химический уровень. Перенос и накопление так тесно связаны друг с другом, что их часто трудно разделить. Например, отложенный в паводок песок в русле реки можно рассматривать как прошедший стадию накопления (и он действительно может, при счастливом повороте событий и процессов, перейти в ископаемое состояние), но можно считать, что он еще находится в стадии переноса, так как в следующий паводок он почти обязательно будет взмучен и перенесен ниже по течению. Все зависит от игры экзогенных сил и интерференции процессов. Этот пример показывает, что литология - это живая геология (Аллисон, Палмер, 1984), а ее объект - постоянно развивающийся природный организм. Иногда, согласно сказанному, можно объединить перенос и накопление в стадию седиментогенеза в узком смысле слова (s. str.).

Диагенез проходят практически все породы, а осадки из этой стадии еще не вышли. Но свежие осадки нередко и не вошли в нее. Процесс литогенеза, только начавшись, может прекратиться, если эти слои будут снова подняты в зону гипергенеза и подвергнутся выветриванию. Иногда диагенез может вообще не начинаться, а отложенные осадки тотчас же вступают в стадию выветривания, как на суше (например, лёсс), так и под водой (в областях очень медленной седиментации или прекращения ее).

Катагенез прошли не все породы, многие платформенные не вышли из этой стадии, независимо от их геологического возраста: кембрийские синие глины Прибалтики остаются еще пластичными, т.е. находятся на подстадии раннего катагенеза. Рифейские песчаники Прибалтики вступили в поздний катагенез.

Метагенез, или метаморфизация осадочных пород, происходит лишь в геосинклинальных или подобных глубоко прогибающихся зонах при повышенном тепловом потоке, что осуществляется на платформах только в авлакогенах и рифтах.

Таким образом, литогенез понимается широко (s. latum) как породообразование в целом, т.е. включает все стадии, начиная с мобилизации и кончая метагенезом; более узко, по Н.М. Страхову, как первые четыре стадии (от мобилизации до диагенеза включительно), и еще более узко, как непосредственное породообразование (s. str.), по П.П. Тимофееву и др. (1974, 1978), обнимающее три последние стадии - диагенез, катагенез и метагенез. Вероятно, можно рекомендовать первое и третье понимание. Когда надо сказать кратко о всей истории породы и о всем осадочном породообразовании, можно употребить термин "литогенез" в самом широком смысле. Действительно, коры выветривания, образующиеся в надстадию седиментогенеза, не являются осадками, их образование лучше называть также литогенезом.

3.2. МОБИЛИЗАЦИЯ ВЕЩЕСТВА ДЛЯ ОБРАЗОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Мобилизация вещества для будущих осадков и осадочных пород - не одноактный, а длительный процесс, часто измеряемый геологическим временем. Кроме того, вещество собирается из самых разных источников и в разных формах, и главными из первых являются выветривание и вулканизм, понимаемый широко, т.е. включающий и горячие источники, непосредственно не связанные с вулканами. Мобилизация вещества организмами будет рассмотрена в стадии накопления, а космическое, как и техногенное, вещество - в составных частях осадочных пород.

3.2.1. Выветривание

Выветривание - основная форма мобилизации и продуцирования вещества для осадков и осадочных пород, поставляющая, вероятно, не менее 75-80% его (Гинзбург, 1951, 1963; Добровольский, 1966, 1969, 1983; Казаринов и др., 1969; Кора выветривания, 1968; Коры 1979; Латериты, 1964; Лукашев, Лукашев, 1975; Миграция 1966; Минерагения 1980; Михайлов, 1986; Петров, 1967; Полынов, 1934, 1953; и др.).

Несмотря на то, что выветривание происходит у нас на глазах, дать его определение весьма трудно, почти также трудно, как определить осадочную породу. Этим, по-видимому, можно объяснить то парадоксальное явление, когда самые крупные литологи - М.С. Швецов, Н.М. Страхов и Г.И. Теодорович - не дают его определения, хотя подробно разбирают эту стадию и детально описывают процессы и продукты выветривания. Они уклонились от определения выветривания, ясно сознавая всю сложность этого понятия. Однако из контекстов их работ все же можно составить представление об их понимании этой важнейшей стадии литогенеза. Но сначала рассмотрим определения Л.Б. Pyхина и Н.В. Логвиненко, отважившихся это сделать.

Л.Б. Рухин (1969, с. 229) определяет выветривание как "изменение горных пород на поверхности земли и близко к ней под влиянием механического и химического воздействий воды, воздуха и организмов". При анализе определения приходится сделать выводы: 1) выветриваются только горные породы, а об осадках не говорится, очевидно потому, что они не могут выветриваться, раз образовались в той же экзосреде, к которой они должны быть равновесны и устойчивы; но это не так; 2) выветривание понимается только как изменение, а не созидание, что так же неправильно, ибо в процессе выветривания создаются заново минералы и даже породы: окисные, карбонатные, силикатные (глинистые и др.) и т.д.; 3) не указаны в качестве агентов выветривания колебания температуры, способные создать физический элювий без участия перечисленных в определении других агентов.

Почти такое же определение дает и Н.В. Логвиненко (1984, с. 19): "Разрушение материнских пород на поверхности земли под воздействием воздуха, воды, льда, изменения температуры и других физических и химических явлений, а также жизнедеятельности организмов называется выветриванием". По отношению к этому определению остаются два первых замечания, сделанные выше. Кроме того, термин "разрушение" уже термина "разложение" или "изменение", так как обычно ассоциируется с механическим изменением и с ним не связывается химическое разложение.

Разъясняя свое понимание выветривания, Л.Б. Рухин пишет (1969, с. 229): "Однако было бы ошибочным причислять к нему (выветриванию. - В.Ф.) все процессы, происходящие в горных породах в поверхностных горизонтах земной коры ... В зоне выветривания имеют место и противодействующие ему процессы окаменения, вызывающие временное уплотнение разрушающихся пород, их цементацию и другие явления, приобретающие ведущее значение не в зоне выветривания, где они имеют явно подчиненное значение, а в зоне формирования осадочных пород". Этим разъяснением породообразование в результате выветривания, как видим, исключается, и последнее сводится практически только к разрыхлению, т.е. понимается лишь деградационно. Однако признается тот факт, что и в зоне выветривания происходит уплотнение, цементация, окаменение. Определения Л.Б. Рухина, Н.В. Логвиненко и других как советских, так и зарубежных литологов, фактически исключая новообразования в результате выветривания (Л.Б. Рухин относит их к сингенезу) , сильно сужают понимание последнего, и поэтому не могут служить основой для выявления диагностических признаков кор выветривания и выделения соответствующей стадии литогенеза.

В действительности выветривание понимается шире, чем декларируется в определениях, и, конечно, намного шире, чем буквальное значение слова - "действие ветра" (так оно не понималось уже в XIX в. и в него вкладывалось скорее понятие "действие погоды", что шире и отвечает немецкому Verwitterung и английскому weathering. На практике в понятие включаются как процессы разрушения и разложения, так и синтез новых минералов и даже формирование новых пород, как рыхлых, так и цементированных, хотя на словах это боятся признать. Процессы созидательные совершаются одновременно с деструктивными, разрушительными, и они так тесно переплетаются между собой, что разделить их на какие-то стадии невозможно. Следовательно, чтобы определение соответствовало фактическому содержанию понятия выветривания, в него необходимо внести прежде всего уточнение, что оно заключается не только в преобразовании, но и в новообразовании.

Наибольшая трудность при определении выветривания, однако, заключается в другом, а именно в решении вопроса - выветриваются ли осадки? Большинство геологов и литологов как у нас, так и за рубежом, отвечают на него отрицательно, и все изменения только что отложившихся осадков трактуются чаще всего как диагенетические, серьезно не обосновывая подобную трактовку. Так, крупнейший знаток морского осадконакопления М.В. Кленова обнаруживает в этом алогичность, типичную для многих литологов: "Все черты процесса выветривания на дне в грандиозном масштабе наблюдаются в Тихом океане. Здесь в глубоководной глине происходит накопление высших окислов железа и марганца, образуются конкреции, и медленно - в течение геологических периодов - подвергаются разложению обломки пемзы и прочих вулканических продуктов.

Железистое выветривание и образование железомарганцевых корок, пленок и конкреций являются одним из процессов, объединяемых общим названием гальмиролиза. К. Гуммель (Hummel, 1922-1923) понимает под этим названием процесс подводного разложения пород, который происходит на границе литосферы и морской гидросферы под действием морской воды. В этом понимании гальмиролиз очень мало отличается от диагенеза, под которым мы понимаем все изменения, претерпеваемые частицами осадка с момента их осаждения на морское дно. Гальмиролиз можно рассматривать, таким образом, как наиболее раннюю стадию диагенеза" (1948, с. 274).

Далее М.В. Кленова поясняет, что К. Гуммель понимал под гальмиролизом, или подводным выветриванием: действие кислорода, органической жизни, в частности бактериальной, высокое давление на дне морей и океанов, способствующее растворению минералов и их замещению новыми минералами, и, конечно, сама морская вода. В качестве типичных продуктов гальмиролиза, или подводного выветривания, Гуммель рассматривал: глауконит, который отражает процесс обогащения осадка железом и калием; палагонит - по Меррею и Ренару, продукт разложения и гидратации стекла основных вулканических пород и обогащения глиноземом; осадочные железные руды - шамозит и другие лептохлориты; глубоководная красная глина, цеолиты. Как видим, перечисленные минералы и образования формировались в условиях открытой термодинамической системы (связь с водой как средой образования осадка, решающее влияние органического вещества, особенно живого, и др.), что, как будет показано ниже, является признаком выветривания, или гипергенеза. "Такаяши рассматривает глауконитизацию как процесс новообразования коллоидных или гелеобразных веществ, устойчивых в физико-химических условиях биосферы. В этом смысле он готов считать глауконит продуктом подводного выветривания (по Гуммелю - гальмиролиза)" (Кленова, 1948, с. 348).

Таким образом, описывая процессы и продукты подводного выветривания, которые К. Гуммель в 1922 г. назвал гальмиролизом (греч. "гальмироз" - соленый), т.е. преобразованием в соленой воде, М.В. Кленова тем не менее делает вид, что его нет, и считает все эти процессы диагенезом.

Преобразование осадков под влиянием среды образования - воздушной и водной - основатель советской литологии М.С. Швецов также рассматривает как диагенез. Описывая экзогенное преобразование (свежеотложенного пылеватого осадка в лёсс, он отмечает, что оно практически не отличается от выветривания и настолько резко отличается от диагенеза, что назвал его особым термином - экзодиагенезом. Лёсс "образуется из пыли (алеврита), откладываемой ветром или текучей водой, а в формировании его как породы принимает участие растительность и скудная атмосферная и почвенная влага, способствующие в определенных климатических условиях не выносу, но отложению карбоната, слабо цементирующего осевший алеврит и придающего ему определенную текстуру ... Продукты процессов экзодиагенеза иногда трудно отграничить от не подвергшихся переносу и осаждению продуктов выветривания. Эти образования (элювиальные накопления), несмотря на то что они не проходили стадию диагенеза, считают породами" (Швецов, 1958, с. 33-34). Признание того, что породы не обязательно образуются только в результате диагенеза, а возникают и при выветривании, абсолютно верно. Следовательно, породообразование не есть признак и главный критерий диагенеза, что считается почти общепринятым. Но далее М.С. Швецов уже отходит от этой логики и фактов: "В действительности обычно после выветривания, а частью и одновременно с выветриванием они все же подвергаются на месте хотя бы в слабой степени процессам экзодиагенеза, уплотняющим их и придающим им большую связанность. Хорошими примерами таких пород являются первичный каолин, бентонит и латерит, который используют даже как очень прочный строительный материал.

Из сказанного неправильно было бы делать вывод, что выветривание и экзодиагенез - одно и тоже. Как правило, выветривание - процесс разрыхляющий и разрушающий уже существующую породу и превращающий ее в скопление часто почти не связанного материала, а экзодиагенез - процесс, превращающий отложившийся рыхлый осадок в породу, обычно делающий жидкий материал связным или даже твердым" (там же, с. 34).

Единственным основанием М.С. Швецову для отнесения преобразований лёссового осадка, как и других осадков, к диагенетическим послужило отвердение, т.е. чисто внешний процесс. Все другие процессы и их комплекс, как и отвердение, - это процессы выветривания, и с этим согласны почвоведы, ибо во многом лёссообразование - это почвообразование, т.е. элювиальный процесс, который не исключает и отвердение. И с более общих историко-геологических позиций мы также не можем не признать, что здесь имеет место типичный элювиальный процесс, только выветриваются не породы, а осадки. К такому же решению мы приходим, анализируя и конкретные физические, химические и биологические процессы, хотя, вообще говоря, этот узкий подход (со стороны элементарных процессов) чаще всего приводит к заблуждениям.

Таким образом, М.С. Швецовым не устанавливаются существенные (и несущественные) отличия экзодиагенеза от выветривания, и их разграничение становится субъективным, что признает и автор. Разве можно в процессе формирования каолина или латерита, так же, как и лёсса, различить что-то от выветривания, а что-то от диагенеза? Это единый процесс не только в геологическом, но и в конкретно-физико-химическом или литогенетическом отношении. Следовательно, при чисто литологическом подходе, когда ориентируются на отдельные процессы и изменения физических свойств, вопрос разграничения выветривания и диагенеза не решается.

Ограниченность подобного подхода убедительно доказана Е.В. Шанцером (1966) при анализе представлений Б.Б. Полынова и И.И. Гинзбурга об образовании кор выветривания как о чисто физико-химическом процессе, протекающем стадиально, и их взгляде на элювий - только "как на скопление остатков разрушения и разложения некогда прочных пород, как на их своего рода руины" (Шанцер, 1966, с. 77). Имея в виду критикуемое понимание выветривания, Е.В. Шанцер приходит к выводу, что этот термин не способен охватить весь сложный комплекс процессов формирования коры выветривания, и поэтому называет его элювиальным процессом, или элювиогенезом. В нем он различает "по крайней мере четыре взаимосвязанные группы явлений: 1) собственно выветривание в его обычном понимании, т.е. разрушение и "разложение" исходного вещества материнских пород с образованием продуктов выветривания; 2) частичный вынос и перераспределение подвижных продуктов выветривания в формирующейся элювиальной толще с образованием зон выщелачивания и зон инфильтрации, или вмывания, сопровождаемым частичной цементацией последних, возникновением различных стяжений, конкреций, кристаллических новообразований и т.п.; 3) взаимодействие продуктов выветривания друг с другом в ходе их миграции, сопровождающееся синтезом новых минералов; 4) метасоматическое замещение первичных минералов материнских пород и вторичных элювиальных образований продуктами выветривания" (с. 81).

Перечисленные Е.В. Шанцером четыре группы процессов настолько тесно связаны друг с другом во времени и в пространстве и неотделимы друг от друга, что они действительно составляют единый более сложный процесс, который с равным правом можно назвать как выветриванием, так и элювиальным процессом. Последний не сводится автором только к деградации состава и строения материнских пород, но и предусматривает образование (синтез) новых минералов и пород. И здесь происходит породообразование, которое осуществляется и при седиментогенезе (биогермные известняки и др.). В отношении квалификации экзогенных преобразований осадков Е.В. Шанцер (1966, с. 100-111) склоняется, хотя и не с полной уверенностью, к точке зрения М.С. Швецова и трактует их как субаэральный диагенез. Такой вывод основывается, вероятно, на использовании здесь вместо общего историко-геологического подхода литогенетического, справедливо раскритикованного им при характеристике взглядов на выветривание Б.Б. Полынова и И.И. Гинзбурга. В самом деле, трактуя превращение осадков и породы только как диагенез, можно и в "недрах" выветривания увидеть диагенез, поскольку и на этой стадии образуются породы, например железные панцири. Но по этому критерию - по породообразованию - и стадию накопления можно считать диагенезом, потому что и на этой стадии образуются породы (рифовые, строматолитовые известняки и др.). При таком подходе все смежные стадии литогенеза - собственно седиментогенез, выветривание, или сингенез, диагенез, а нередко и катагенез, - как глубоко взаимопроникающие можно разделять только искусственно, так как теряется объективная основа их разграничения.

Поэтому точка зрения Н.М. Страхова (1960), подтверждающая отнесение субаэральных преобразований осадков к выветриванию, несомненно, более естественная, логичная и обоснованная. Они, по его мнению, не имеют ничего общего с диагенезом и в точности отвечают выветриванию и почвообразованию. И действительно, почвообразование, которое никто еще не относил к диагенезу, развивается как на горных породах, так и на свежих осадках, и даже предпочтительнее на последних (хотя бы изтза своей рыхлости), более удобных для проникновения корней растений и бактерий, дождевых червей и т.д. В данном случае Н.М. Страхов руководствовался общим историко-геологическим подходом, при котором выветривание предстает не как частный процесс изменения пород, а как необходимое звено в общей цепи преобразования вещества Земли в экзогенных условиях и приспособления к ним. Стадия выветривания осадков, более или менее длительно приостанавливающая наступление диагенеза, может смениться последним лишь после того, как осадки будут перекрыты чехлом новых отложений, предохраняющих их от воздействия гипергенных агентов. Из этого видно, что решающими для Н.М. Страхова в данном вопросе были не конкретные физические, химические или биологические процессы и не их литогенетический эффект (например, отвердение), а термодинамический характер преобразований - и прежде всего открытость или закрытость системы от среды осадконакопления. Выветривание протекает при решающем влиянии среды, т.е. в условиях открытости системы. Диагенез наступает только после изоляции от среды осадконакопления, по крайней мере существенной.

Такой подход позволяет определить выветривание как открытую динамическую систему механических, физических, химических и биологических процессов преобразования и новообразования горных пород и осадков в условиях поверхностной части литосферы. Выветривание накладывается на горные породы и осадки (часто геологически несогласно, переходя в данный момент со свежих осадков на древние породы), предшествует переносу, осадконакоплению и диагенезу (который часто сменяет его с глубиной), но нередко и следует за ними, при медленном осадконакоплении или восходящих движениях дна бассейна осадконакопления.

Подобный строгий термодинамический подход, естественно, должен быть применен и для понимания подводного выветривания. Однако здесь Н.М. Страхов, изменяя себе, отступает от него и следует традиционным литогенетическим путем: то, что в субаэральных условиях отнесено им к выветриванию, в субаквальных относится к диагенезу. В этом вопросе Л.Б. Рухин (1962, с. 292) более последователен: "Процессы диагенеза происходят в среде, потерявшей непосредственную связь со средой отложения и обычно заметно отличающейся от нее своими физико-химическими особенностями". Это сказано о подводном преобразовании осадков, начальную стадию которого Л.Б. Рухин весьма точно назвал сингенезом, обозначая им минералообразование и преобразование осадков, идущие одновременно с осадконакоплением, т.е. в условиях полной открытости системы по отношению к наддонной воде.

На морском дне неравновесны по отношению к наддонной воде как горные породы, так и осадки, и поэтому при достаточной длительности экспонирования выветриваются и те и другие. Но Н.М. Страхов считал диагенетическими все преобразования осадков под водой, включая и формирование верхней окислительной зоны, хотя сам убедительно показал, что не только она, но и верхняя часть расположенной ниже восстановительной зоны находятся в условиях интенсивного обмена с наддонной водой, т.е. представляет собой открытую систему. Л.Б. Рухин (1962, с. 290-292), наоборот, подчеркивает резкое отличие верхней окислительной и ниже расположенной редукционной зон и относит их к разным стадиям литогенеза - сингенезу и диагенезу: "Игнорирование сингенеза недопустимо для литолога, так как этот процесс дает яркую характеристику среды отложения, в частности показывает степень насыщенности вод материнских бассейнов карбонатами, восстановительный или окислительный характер вод и др."

Таким образом, Л.Б. Рухин допускает принадлежность к сингенезу восстановительной зоны, вероятно, в случаях бассейнов типа Черноморского. Критерием разделения служат не определенные физико-химические параметры среды (не Eh, например), а общий термодинамический характер зон - открытость или закрытость системы по отношению к наддонной воде. "Физико-химическая обстановка сингенеза почти одинакова со средой отложения осадка. Во время диагенеза осадки уже изолированы от среды отложения более молодыми слоями, тяжесть которых повышает давление" (Рухин, 1962, с. 289). "Сингенез существует в природе как одна из важнейших форм проявления взаимоотношения осадка и среды отложения" (с. 291). Л.Б. Рухин, таким образом, характеризует сингенез фактически как подводное выветривание, но тем не менее противопоставляет его выветриванию. Вероятно, в этом сказался литогенетический или чисто физико-химический подход и все еще недостаточно широкое понимание выветривания, что видно и по его определению.

Многие геологи считают, что подводное выветривание должно быть, но затрудняются ответить, в чем оно конкретно выражается. Автор термина "гальмиролиз" К. Гуммель (1922) понимал под ним процессы химического разложения под влиянием кислорода, воды, органического вещества, бактерий в окислительной среде и образование новых материалов. Понятие подводного выветривания шире, так как включает и физико-механическую переработку осадков на месте, например образование горизонтов конденсации, сингенетических брекчий и ихнитолитов (переработанных илоедами осадков).

Изучение современных и древних морских отложений показывает широкое распространение подводного элювия и разнообразные его типы.

Как это не кажется странным, но большинство процессов выветривания под водой аналогично субаэральному выветриванию (поэтому также во многом аналогичны и типы элювия). Это прежде всего растворение, более интенсивное в морских осадках, гидратация, гидролиз силикатов и органического вещества, окисление, карбонатизация, выщелачивание, восстановление, синтез силикатов и других минералов, метасоматоз. Все это сопровождается обменом с наддонной водой. Интенсивна биохимическая переработка органического, окисного, сульфатного и другого вещества. Она дополняется интенсивной переработкой илоедами, что аналогично переработке почвы дождевыми червями. Происходит не только разрыхление, но и цементация осадков и образование так называемого твердого дна (hard ground), или панцирей. Все это показывает, что понимание подводного выветривания должно и может быть таким же, как и субаэрального, и на него может быть распространено сформулированное выше определение.

Таким образом, в рамках широкого понимания и историко-геологического подхода выветривание - сложный комплекс экзогенных процессов, возникающих на границе литосферы (горных пород и осадков) с внешними подвижными оболочками Земли (гидросферой, атмосферой и биосферой). Оно выражает реакцию литосферы на экзосферу, к условиям которой минеральное вещество должно приспосабливаться физико-химически. Если в отношении горных пород это не вызывает возражения, так как даже осадочные породы, побывавшие на больших глубинах, при их экспонировании на дневной поверхности оказываются к ней неравновесными, то в отношении осадков это не очевидно. Формально и абстрактно рассуждая, руководствуются простой схемой: раз осадки рождены в данной, экзогенной среде, то они максимально к ней приспособлены, поэтому равновесны с ней физико-химически и выветриваться не могут.

На самом деле все сложнее. Во-первых, осадок - это гетерогенная сумма совершенно неравновесных друг к другу компонентов: одни из них окислены, другие (эндогенные, включая и вулканогенные, органические и др.) резко восстановлены; одни имеют щелочную реакцию, другие кислую; глинистые минералы, принесенные из разных мест рождения, имеют разный состав поглощенных катионов, что неизбежно ведет к их обмену; и т.д.; во-вторых, минеральные и органические компоненты неравновесны к иловой и наддонной воде: твердая фаза существует с жидкой, резко ненасыщенной ни одним из этих веществ; в-третьих, минеральное и органическое вещество находится рядом с высокопотенциальным энергетически бактериальным и другим живым миром, требующим для поддержания своей жизни кислород, углерод, водород и другие элементы, которые он и берет у осадка. Эта неравновесность осадка - движущая сила его энергичного преобразования.

Нетрудно видеть, что выветривание - глобальный процесс, идущий повсеместно на поверхности литосферы и вблизи нее (Бондарев, 1974; Геохимия литогенеза, 1963; Матвеев, 1972; Минеральные 1981). Тип (минеральный состав, стратификация), мощность и распространенность на площади кор выветривания отчетливо зависят от климата и длительности экспонирования (определяемой тектоническими условиями), что бесспорно указывает на главное условие выветривания - открытость системы. Связь со средой отложения осадка - основное и определяющее условие выветривания. Все изменения осадков и пород в условиях открытой системы относятся к выветриванию. Последнему, таким образом, подвергаются как породы, так и осадки. Продуктами выветривания являются как выносимые газовые и жидкие компоненты, так и остающиеся на месте в виде элювия рыхлые и твердые породы, как водные, так и безводные соединения, как окисленные, так и восстановленные, хотя и более редкие (в водоемах типа Черного моря и др.). Породообразование, которое часто называют более узким термином "диагенез", происходит на разных стадиях: редко в седиментогенезе, более часто при выветривании, обычно при диагенезе и катагенезе. Породообразование, следовательно, не сводится к диагенезу, и в качестве признака диагенеза его недостаточно, а если иметь в виду лишь твердую породу, то и не необходимо.

Для более конкретного рассмотрения выветривания разделим его на субаэральное и подводное, механическое и химическое, хотя это и несколько условно.

3.2.1.1. Субаэральное выветривание. Выветривание на суше изучено довольно хорошо. Ему посвящены работы Г.А. Траутшольда, В.В. Докучаева, В.Б. Полынова, А.Е. Ферсмана, И.И. Гинзбурга, Е.В. Шанцера и многих других геологов и литологов. Основными агентами выветривания здесь, как и на дне водоемов, являются вода, кислород, СОг, другие газы, живые организмы, органическое вещество, кислоты, щелочи, солнечное тепло и колебания температуры, а также ветер, сила тяжести, а основными процессами - морозное и температурное разрыхление, расклинивающее действие корней, замерзание воды, роста кристаллов солей, тектонические разрывы, составляющие физическое и механическое выветривание, а также гидролиз, гидратация, окисление, выщелачивание, синтез новых минералов и другие процессы, составляющие химическое выветривание, перемешивание почвы дождевыми червями, действие роющих животных и другие, составляющие биологическое выветривание, часто рассматриваемое как механическое (Ганесян, 1962; Герасимова, 1987; Дюмофор, 1970; Неустроев, 1977). Почти всегда все или многие факторы и процессы действуют совместно, комплексно, но все же в разных обстановках доминирует какой-то один или группа близких факторов и процессов, что и позволяет, с определенной условностью, говорить о разных видах выветривания (Кашик, Карпов, 1978; Кора 1968; Физические и химические фации, 1968).

Главным фактором физического выветривания являются температурные колебания: суточные, сезонные, а также погодные. Вследствие анизотропии кристаллов коэффициенты их линейного расширения при нагревании днем или летом различаются по разным направлениям, что даже при небольшом числе повторений в твердом теле порождает микротрещины, которые со временем только расширяются. Монолитная порода становится рыхлой, превращается в развал каменистый (или руины) сначала блоковый, потом глыбовый, щебенчатый, дресвяный, песчаный и, наконец, алевритовый - предел физического разрушения. Еще более интенсивно этот деградационный процесс идет в полиминеральной породе. Во влажных, особенно теплых зонах Земли к нему сразу или вскоре подключается химическое выветривание, а при недостатке тепла или влаги - в полярных и пустынных зонах - формируется более или менее чистый физический элювий, представленный обломочной корой выветривания - каменистыми развалами. Мощность такой коры обычно до первых метров, реже - в пустынях Австралии, Сахары и Центральной Азии - до 30-40 м. Коренная порода в обломках остается химически свежей, неизмененной, т.е. седиментологически незрелой. Эта незрелость проявляется и в несортированности, неслоистости и неокатанности материала. Однако сверху обломки бывают идеально округлены, но не окатыванием, а дефляцией и ветровым срезанием выступающих углов. Такие валуны легко принять за ледниковые или водные.

На поверхности земли происходят и чисто механические процессы переработки осадков и рыхлых пород, что также относится к элювиальным процессам - формированию горизонтов конденсации или перлювия. Чаще всего ветер, перевевая и выдувая пролювиальные фангломераты или разнозернистый аллювий, выносит тонкие частицы, а крупные - гальки или тяжелые минералы - остаются на месте, как бы конденсируются в виде сгруженного, хотя и более тонкого горизонта. Так нередко формируются каменистые пустыни и пустынные россыпи.

Химическое выветривание развивается только в гумидных, влажных, зонах Земли, но для наиболее полного его развития требуется и теплый климат. Эти оба фактора - вода и тепло - действуют в одном направлении, и поэтому тропические влажные зоны отличаются наиболее мощными (до 50-100 м и более) латеритными корами выветривания, в которых развиты все горизонты (рис. 3.1): 1) железные панцири (0-10 м), 2) бобовый алюминиево-железный (1-30 м или больше), 3) пятнистый, иллювиальный (инфильтрационный) железокаолиновый (1-20 м), 4) чисто каолиновый (5-20 м и больше) и 5) монтмориллонит-гидромусковитовый (10-30 м и больше), постепенно переходящий в невыветрелую породу. Местами этот профиль замещается первичными кварцевыми песками - кислой фацией латеритной коры выветривания.

Генезис каждого горизонта определяется как общими, так и своими условиями. Общим условием является холмистый или даже мелко-среднегорный рельеф, обеспечивающий мощную зону просачивания (до 1-1,5 км) и, следовательно, интенсивный промывной гидролиз: поверхностные воды, проникая по трещинам и капиллярам, несут с собой кислород, органические кислоты и другие агенты выветривания и удаляют одни компоненты и продукты выветривания и накапливают другие. Это накопление чаще всего пассивное, за счет удаления других компонентов: кремнезема, щелочей, щелочных земель и некоторых полуторных окислов (Геохимическое 1977; Лисицина и др., 1973; Лукашев, Лукашев, 1975; Матвеева и др., 1975; Педро, 1971; Перельман, 1965, 1972, 1973, 1977). Пенеплен, т.е. равнинный рельеф, при котором зеркало неподвижных грунтовых вод расположено близко к поверхности; хотя и способствует накоплению продуктов выветривания (тем, что из-за малой амплитуды рельефа они мало смываются), но мощность коры мала (до первых метров), да и скорость выветривания из-за менее интенсивного промывного гидролиза уменьшается.

Рис. 3.1. Глобальный фациальный профиль субаэральной коры выветривания по Северному полушарию

1 - П,Ч,Б,К - основные фации почв: подзолистая, черноземная, буроземная и красноземная; 2 - тропический панцирь, преимущественно железный (феррикрет), реже известковый (калькрет) и кремневый (силькрет, тяготеющий к аридным зонам); 3 - физический элювий - каменистые развалы - ледового и аридного типов; 4 - латеритный горизонт, состоящий из двух фаций - железорудной и бокситовой; 5 - иллювиальные жилы и гнезда железных руд; 6 - каолиновый горизонт; 7 - смектитовый, в основном монтмориллонитовый горизонт; 8 - гидрослюдистый горизонт; 9 - невыветрелая порода; 10 - кварцевая фация тропической коры выветривания

Нижний, монтмориллонит-гидрослюдистый горизонт - фронт выветривания, которым оно наступает, распространяясь все глубже, на свежие породы и осадки. Гидролитическое действие воды освобождает и приводит в подвижное, растворенное состояние прежде всего щелочные элементы (К и Na), которые и определяют щелочной характер среды (рН > 7), что способствует также и выносу кремнезема. Этим и объясняется формирование в первую стадию выветривания типично щелочных глинистых минералов, как гидромусковит и монтмориллонит. По мере выноса щелочных элементов усиливается вынос щелочноземельных - Ca и Mg - при одновременном снижении рН. Это приводит к трансформации глинистых минералов, которые постепенно превращаются в каолинит - типичный минерал кислых условий. Таким образом, щелочная стадия выветривания постепенно сменяется кислой (горизонты 4 и 3).

Верхние рудные, или латеритные, горизонты (2 и 1) формируются с начала выветривания в основном при восходящем перемещении соединений железа и алюминия - по капиллярам и микротрещинам - главным образом при нагревании летом и днем верхних слоев земли. Это перемещение совершается при щелочных и нейтральных, а также и кислых условиях. Вариации рН вызывают дифференциацию алюминиевого и железного компонентов, и в результате их пространственного разобщения из латерита возникают более или менее чистые бокситы или железные руды. Наиболее интенсивно восходящее перемещение этих компонентов, особенно железного, формирует кирасу, или феррикреты, т.е. железный панцирь.

Рис. 3.2. Зависимости размеров частиц, переносимых ветром (а) и водными потоками (б-г) в зависимости от скорости ветра и течения:

а - по П. Фагелеру (1935) из Л.В. Пустовалова (1940); б - по Б.В. Архангельскому, в - по Ф. Хьюльстрему, г - по Ч. Невину; все из Л.Б. Рухина (1969); б - скорости осаждения, необходимые для частиц разного размера; в - поля эрозии, переноса и осаждения на диаграмме скорость течения - размер частиц; г - скорости течения, необходимые для взвешивания и перекатывания (волочения) частиц: 1 - при сильной и 2 - слабой турбулентности; 3 - кривая скорости, необходимой для начала качения частиц по дну

В умеренном гумидном климате, например в таежной и степной зоне, недостаток тепла останавливает выветривание на каолинитовой стадии, и маломощная кора выветривания чаще всего слагается нижним гидрослюдистым (с монтмориллонитом) и верхним каолиновым горизонтами, с вмытыми сверху участками железных руд. При выветривании сразу в кислых условиях, в которых кварц химически неподвижен, формируется подзол - первичный кварцевый песок (0,2-0,5 м и больше),представляющий в виде белесой подзолистой почвы (см. рис. 3.1) всю кору химического выветривания. Выше подзола располагается лишь обогащенный органическим веществом (лесной подстилкой) темный слой, а ниже - слабоглинизированная коренная порода, часто с красными и охристыми пятнами вмытых сюда сверху гидроокисных соединений железа. Алюминиево-железный горизонт не образуется. Мощность коры выветривания в тундре не более 1-1,5 м (она фактически совпадает с почвой) , а в тайге и лесостепной зоне достигает 10-15 м (см. рис. 3.1).

Рис. 3.3. Горизонтальная турбулентность в меандрирующей реке (а):

1 - главное течение и стрежень, осуществляющий боковую и донную эрозию и откладывающий наиболее грубые пески с однонаправленной крупной косой слоистостью (3); 2 - противотечение (улово), откладывающее более тонкий песок (входит в прирусловую отмель противоположного размываемому берега) с более мелкой косой слоистостью, наклоненной против течения (4).

График скоростей (б) в вертикальном сечении реки (прямые стрелки): они быстро возрастают от дна и переносят даже выступающие из песка гальки, а вмещающий песок может оставаться неподвижным; изгибающиеся стрелки отражают турбулентность в вертикальной плоскости: более сильное нисходящее (создает поперечные песчаные гряды на дне) и слабое - восходящее.

Основное содержание химического выветривания - преобразование силикатов, протекающее обычно полистадийно; новообразования определяются исходным минералом и рН среды. Наиболее легко преобразуются слоистые силикаты - слюды и высокотемпературные хлориты, которые структурно "готовы" к превращению в глинистые минералы. И.И. Гинзбург (1946) приводит несколько схем превращений.

Эта схема хорошо изучена, за исключением стадии монотермита, или леверьерита, который по современным представлениям является смешаннослойным минералом, или минералом-сростком каолинита и гидромусковита (или иллита), и поэтому в своем составе содержит К (КгО до 5%) и Ca (CaO до 4,5%) и имеет более высокое двупреломление.

1. Мусковит ->

гидромусковит -> (иллит)

леверьерит -> или монотермит

каолинит.

рН >9,5

9,5-7,8

8,0-6,0

<6,0

Эта схема хорошо изучена, за исключением стадии монотермита, или леверьерита, который по современным представлениям является смешанослойным минералом, или минералом-сростком каолинита и гидромусковита (или иллита), и поэтому в своем составе содержит К (К2О до 5%) и Ca (CaO ло 4.5%) и имеет более высокое двупоеломление.

Вторая схема более гипотетична. Она может идти без монтмориллонита, а также, видимо, и без бейделлита. Изменение также может идти с постепенным уменьшением содержания кремнезема, например:

Каркасные кристаллические решетки полевых шпатов столь отличны от слоистой структуры глинистых минералов, что простого стадиального перехода между ними не может быть, а происходят более глубокие преобразования и синтез новых, глинистых минералов, чаще по трещинкам спайности. Обычно это иллюстрируется превращениями ортоклаза.

5. K2Al2Si6O16 + CO2 + 2H2O = H4Al2Si2Os + К2СОз + 4SiO2, или K2O • А120з •6SiO2 + CO2 + 2H2O = А120з •2SiO2 •2H2O + К2СОз + 4SiO2.

По мнению К.Д. Глинки (1931), реакцию разложения ортоклаза, как и других полевых шпатов, правильнее писать нецелочисленными коэффициентами т, pи q, которые могут быть и дробными, если количество частиц (молекул) полевого шпата принять за единицу:

5а. K2Al2Si6O16 + mC02 + рН20 - (KH)2Al2SinO2n+4O2 + тК2СОз + qSiO2, или более конкретно: 3K2Al2Si6O16 + 2CO2 + 2H2O = 2Н2КА1з(SiO4)з + + 2К2СОз + 12SiO2; по-другому: 6K2(AlSi3Og) + 2CO2 + 2H2O = серицит или иллит = 2KAl2(AlSi3O10) (OH)2 + 2K2CO3 + 12SiO2.

В форме окислов: 3(K2O-А120з•6SiO2) + 2CO2 + 2H2O = K2O •3Al2O3• •6SiO2 •2H2O + 2K2CO3 + 12SiO2.

6. Аналогично превращается альбит в парагонит: 3(Na2O•Al2O3 •6SiO2) + 2CO2 + 2H20 = Na2O•3Al203•6Si02-2H20 + 2Na2C03 + 12SiO2.

Анортит, вероятно, сразу переходит в обычные устойчивые глинистые минералы, минуя стадию кальциевых слюд, которые крайне нестабильны и наблюдаются только в метаморфических породах.

7. Анортит -> монтмориллонит -> и далее, как в п. 2, 2а и 3

-> бейделлит -> и далее, как в п. 2, 2а и 3.

Пироксены и амфиболы при выветривании превращаются в низкотемпературные хлориты, бейделлиты, монтмориллониты и другие магнезиально-железистые филлосиликаты.

Таблица 3.1

Изменение минерального состава гнейса при выветривании в массовых долях (по Гольдичу, из Н.В.Логвиненко, 1984, с. 22.)

Минералы

Гнейс

Элювиальная глина

первая стадия

вторая стадия

 

Минералы легкой фракции

 

Кварц

30,0

35,0

40,0

Калиевые

29,0

31,0

18,0

полевые шпаты

     

Плагиоклазы

40,0

4,0

1,0

 

Минералы тяжелой фракции

 

Алланит

0,06

-

-

Ортит

1,91

0,04

следы

Биотит

76,98

18,55

0,70

Ильменит

2,27

-

-

Лейкоксен

0,11

-

-

Лимонит

0,01

79,73

98,34

Магнетит

5,65

-

-

Коллофанит

-

0,33

-

Пирит

0,05

0,07

следы

Роговая обманка

9,84

0,13

-

Сидерит

-

0,28

0,05

Титанит

0,49

-

-

Хлорит

присутствует

присутствует

присутствует

Циркон

0,43

0,74

0,76

Эпидот

2,24

0,09

0,14

При достаточной энергии выветривания происходит дальнейшее разложение глинистых минералов с высвобождением окислов глинозема в виде бокситовых минералов, железа в виде гидратированных окислов и кремнезема в виде опала. Например, каолинит расщепляется по схеме: Al4(Si4OiO) (ОН)8 - 2(Al2O3•H2O) + 4(SiO2•0,5H2O), или Al2O3 •2SiO2• •2H2O= Al2O3•H2O (бёмит) + 2(SiO2•0,5H2O) (опал).

Бёмит, присоединяя воду, превращается в гидраргиллит, или гиббсит: Al2O3•2Si02•2H2O + 2H2O = Al2O3 •3H2O (гадраргиллит) + 2(SiO2• •0,5H2O), или, точнее, Al2O3 •2SiO2 •2H2O + nH2O = Al2O3 •3H2O +2(Si02•(n-1)/2•H20).

При выветривании в целом происходит приращение объема и массы вещества (до 3-7%), что частично следует и из табл. 3.1. Добавочное вещество берется из гидро- и атмосферы.

В пустынях, хотя и получающих много солнечного тепла, недостаток влаги приводит к затуханию химического выветривания, которое здесь не развито или вырождается в образование пленки (до 1-2 см) железо-марганцевых окисных минералов пустынного загара - генетический аналог железных панцирей. Более мощны кремневые (силькреты), карбонатные (калькреты) и соляные (гипсовые, галитовые) панцири. Преобразования силикатов совершаются лишь в минералогическом масштабе - в почвах формируются монтмориллонитовые и другие смектитовые, а также магнезиальные (палыгорскиты, или аттапульгиты, и сепиолиты) глинистые минералы, документирующие щелочную реакцию среды - почвенных растворов.

Вулканический элювий рассмотрен ниже (см. 3.2.2).

Субаэральное выветривание поставляет в пути миграции основную массу обломочных компонентов, коллоидных и ионных растворов, из которых в путях миграции и в конечных водоемах стока формируются осадки - будущие осадочные породы. Остающаяся на месте меньшая по объему часть продуктов выветривания не является осадками и поэтому может называться более общим термином - образования. Генетически это элювий, т.е. топографически неперемещенные продукты выветривания. Его телесным выражением является кора выветривания - слой (пласт, горизонт) или многослой и формация.

3.2.1.2. Подводное выветривание. О подводном выветривании знали еще в XIX в. (Гюмбель, 1886, 1888; Глинка, 1896) и типичным его продуктом считали, например, глауконит, однако под влиянием химического и чисто литогенетического подхода, особенно после работ Н.М. Страхова, его стали замалчивать, а соответствующие изменения - включать в стадию диагенеза. Это грубая ошибка, так как в одной зоне объединяются резко различные в историко-геологическом отношении стадии, принадлежащие к разным мирам - экзогенному и эндогенному. Граница между ними - самый важный раздел в вертикальном профиле Земли (Фролов, 1981, 1984). По обе стороны от него развитие вещества идет в разных направлениях. И в информативном отношении они резко различаются: вещество выше этой границы - документ седиментогенеза и зоны осадконакопления, а также входящих в нее субзон - гидро-, атмо- и биосферы, а вещества ниже границы - документ эндогенных условий, несмотря на то что в самом начале многие стороны вещества (осадков и пород) еще несут большую информацию о зоне осадкообразования, правда часто в извращенном виде (например, резко восстановительный характер диагенеза никак не означает такой же реакции зоны сингенеза и наддонной воды).

Несмотря на резкое различие сред - воздушной и водной, - процессы выветривания, его агенты, факторы, продукты и типы во многом аналогичны (см. 3.2.1). Различия состоят в литотипах и соотношениях типов, их относительном развитии и масштабах. Под водой мощность развалов каменистых не превышает 1-1,5 м (на суше до 50-60 м), и развиваются они главным образом на известковых осадках, а также на вулканических лавовых потоках, реже на фосфоритах, силицитах, кластолитах.

Но чисто механический элювий - горизонты конденсации, или перлювий, - под водой развит несравнимо больше, его накопления достигают мощности десятков метров (пласт фосфоритов такого генезиса в Джебель Онк, на востоке Алжира, достигает 17 м), многие руды (помимо фосфоритов сидериты, россыпи, некоторые железомарганцевые конкреции, оолитовые железные и марганцевые руды и др.) формируются именно в результате сгружения при перемывании на месте, т.е. при вымывании (волнением, течениями) тонких или легких частиц. Глаукони-товые горизонты, сгруженные раковинные или костяные слои, валунные мостовые - примеры нерудных литотипов перлювия, имеющие большое геологическое.значение. По ним можно установить перемывы, перерывы, оценить их масштаб и длительность, динамику воды у дна, его глубину и другие параметры водоемов и палеогеографии.

Аналог почв - горизонты ихнитолитов, или биотурбитов, - под водой также развит значительно сильнее: мощность горизонтов - метры и десятки метров, например писчий мел (до 90 м) нацело пропущен через кишечник илоедов (Янин, 1983). Таким образом, формация писчего мела вторично биоэлювиальная, т.е. является биотурбитом. Новые компоненты для осадков этим процессом практически не создаются.

Панцири под водой, или твердое дно, хотя и не достигают мощности, какую они имеют в субаэральных корах выветривания, но разнообразны: известковые, доломитовые, железомарганцевые, фосфоритовые и даже пиритовые в обстановках типа Черного моря.

Собственно химический элювий, который отвечает термину гальмиролитит (от гальмиролиза, по К. Гуммелю; греч. "гальмирос" - соленый "лизисиз" - растворять), под водой может быть более разнообразен, чем на суше, и также выходит на формационный уровень, хотя мощность по сравнению с единственной на суше элювиальной формацией - латеритных кор выветривания - меньшая. Таковой является формация красных пелагических глин, распространенная на площадях, превышающих континенты и накапливавшихся в течение 5-15 млн лет, т. е. полноценная геологическая формация, несмотря на свою малую (5-15 м) мощность. Это свидетельствует о самой малой (около 1 м за 1 млн лет) скорости осадконакопления, фактически - о перерыве в осадконакоплении. Поэтому дно на протяжении геологических веков подвержено влиянию наддонной морской воды, т.е. осадки выветриваются.

В комплексе химических и физических процессов преобразования осадков доминирует растворение карбонатов ниже критической для них глубины (свыше 4500 м), и красная глина - фактически терра-росса, или нерастворимый остаток пелагических глобигериново-кокколитовых илов. Растворяются и кремневые скелеты диатомей, радиолярий и силикофлагеллят. Остаются самые стойкие силикатные (вулканические, терригенные, в том числе и эоловые) и биогенные (зубы акул, слуховые косточки китов - отолиты и др.) компоненты, среди которых заметны и космические шарики. Главная часть глин - тончайшие (< 0,001 мм) чешуйки монтмориллонита, иллита и хлорита, а также цеолиты филлипсит и др. Так что помимо растворения при формировании красной глины происходит трансформация глинистых минералов, вулканического стекла, синтез новых глинистых, цеолитовых и окисных минералов, окисление, перераспределение вещества, в частности перемещение соединений железа, марганца, меди вверх, к разделу осадок - вода, и вынос из осадков карбонатов, кремнезема, рудных и других элементов. Таким образом, не только суша, но и океанское и морское дно - источник питания осадочным материалом гидросферы и биосферы.

Другими литотипами гальмиролититов являются глауконититы, шамозититы (Глауконит 1971; Лисицына и др., 1974; Муравьев, 1983; Николаева, 1977), фосфориты, железомарганцевые конкреции и корки (Батурин, 1986; Железо 1976; Скорнякова, 1976, 1986, 1989; и др.), монтмориллонитовые глины по пепловым туфам и гиалокластитам, цеолиты по туфам и т.д. (Фролов, 1981,1984; Харин, 1978).

Образование сфероагрегатных - оолитовых, бобовых, желваковых, конкреционных - рудных, силикатных и фосфатных пород в сингенезе, т.е. как гальмиролититов, проходит в две стадии: 1) стягивание к центрам рассеянного вещества, происходящее в условиях открытой системы или на геохимическом окислительно-восстановительном барьере, по типу образования болотных железных руд, и 2) перемыв осадка, вынос тонкого и легкого нерудного его компонента и конденсация сфероагрегатов и конкреций на месте.

Более подробно образование этих пород рассмотрено в соответствующих главах систематической части (см. ч. II).

3.2.2. Вулканизм, или эндогенный вынос вещества

Мобилизация эндогенного вещества изучена хуже, чем экзогенного. По разным компонентам осадков она пока оценивается от нескольких до 50% (марганец железомарганцевых конкреций, или ЖМК). Но эти цифры постоянно пересматриваются. Тем не менее не вызывает сомнения важная роль эндогенной поставки растворов железа, марганца, серы, мышьяка, сурьмы, возможно фосфора, отчасти алюминия и других компонентов для формирования осадков и руд (Бутузова, 1984, 1986; Ван, Казанский, 1985; Влодавец, 1974; Вулканизм 1974, 1981; Вулканогенно-осадочный 1981; Гидротермальные 1974; Гущенко, 1965; Дзоценидзе, 1969; Зеленов, 1963, 1972; Лучицкий, 1971; Мархинин, 1967, 1977; Набоко, 1959, 1963; Наковник, 1954; Никитина, 1979; Ритман, 1964: Современное 1974; Современные 1977, 1980; и др.).

Эндогенное вещество поставляется в трех формах: твердом, жидком и газовом. Твердые продукты - лавы и пирокластический материал. Лавы продуцируют осадочный материал сингенетично и поствулканично. Сингенетичная, конкретнее синвулканичная, мобилизация вещества выражается в расчленении краев лавовых потоков при движении, погружении обломков в осадочный, глинистый, песчаный, известковый материал и образовании брекчиевых лавокластитов (Богданов и др., 1983). Другим генетическим типом являются гиалокластиты - стекловатые продукты шоковой, или закалочной, десквамации (шелушения) лавовых шаров - подушек при подводном или подледном излиянии, а также накопления шариков - продуктов пульверизации лавы под водой. Размер фрагментов - песчаный и дресвяный, форма - скорлуповатая и шариковая, каплевидная. Стекло сидеромелановое, неокисленное, прозрачное (противоположное тахилитовому, черному, окисленному, характерному для извержений на воздухе), поэтому нестойкое, легко гидратирующееся и превращающееся в аморфное желтое вещество - палагонит. Он сравнительно быстро превращается в смектиты и хлориты.

Значительно более обилен пирокластический материал, формирующийся при взрывной, или эксплозивной, деятельности вулканов, - туфы, сначала в виде рыхлых накоплений - тефры - разных генетических типов (см. гл. 4), а потом в виде пород. Скорость накопления пирокластических осадков одна из самых больших - метры за часы или дни, а в шлаковых конусах - и десятки метров за сутки (Макдональд, 1975; Малеев, 1980; 1982; Ритман, 1964; и др.). Чаще всего материал ювенильный, основного, среднего и кислого состава, по размеру от блоково-глыбового до алевритового и грубопелитового, т.е. от 20 - 10 м до 0,001 мм и изредка мельче, свежий, неокисленный, т.е. невыветрелый, и не смешанный, химически незрелый и нестойкий, в экзосфере легко изменяющийся. Реже материал смешанный, не ювенильный, а эпикластовый, т.е. мобилизованный взрывом уже в твердом состоянии - при взрыве, обычно катастрофическом, вулканической постройки или пород фундамента (кимберлиты, притрубочные туфы). Его называют резургентным, т.е. возобновленным. Пирокластический материал разносится на десятки, сотни и тысячи километров, при этом постепенно уменьшаясь в размере (пирокластическая фациальная зональность) и несколько сортируясь: если у вулкана преобладают литокласты (обломки вулканической породы в целом), несколько дальше заметно участие кристаллокластов, то в большей по площади части пирокластического шлейфа господствуют витрокласты, т.е. обломки быстро застывшего в воздухе стекла и поэтому лишенного кристаллической фазы. Возрастающее с глубиной давление в океане ослабляет и даже "запрещает" взрывную форму извержения, и эффузивная становится основной.

Жидкий вынос осуществляется коллоидными и ионными растворами, особенно кислыми, переносящими кремнезем, глинозем, железо, марганец, другие металлы, магний, кальций, серу, сурьму, мышьяк, фосфор и т.д. Большинство соединений более растворимы в горячих водах, поэтому гидротермальные растворы переносят большой объем вещества (Емельянов и др., 1976; Батурин и др., 1969; и др.), а при высачивании на поверхность растворы охлаждаются, пересыщаются и осаждают травертины и другие гидротермные химические осадки: кремнезем в виде опала, железо в виде лимонитовых каскадов в ручьях и реках и слоистых отложений в озерах и лагунах, а также в морях и океанах (Бутузова, 1984; 1986; Вулканизм 1973, 1974, 1981; Гидротермальные 1974; Карпов, 1980; Курносое, 1986; Мархинин, Стратула, 1977; Набоко, 1959, 1963; Никитина, 1979; и др.).

В последнее время все больше устанавливается в основном не ювенильное, а поверхностное происхождение главного флюида - воды, которая берется из осадков (захороненная в них морская и пресная седиментационная вода), т.е. является ремобилизованной при прогревании стратисферы внутренним теплом. Подземная вода - активный растворитель, мобилизующий огромные массы рудных и других компонентов из стратисферы, которые также в основном не ювенильны, т.е. не пришли вместе с магмой. Это подтверждается и соотношением изотопов, например серы в сульфидах: она также в основном экзогенна.

Гидротермы выходят и без видимой связи с вулканами, хотя генетическая связь их с глубинными магматическими очагами почти всегда обнаруживается или предполагается. Тепло- и массоперенос от них осуществляются в значительной мере нагретыми водами и газами, выходящими на поверхность в авулканичных районах (Большой Кавказ, Предкавказье, Дагестан, Прикарпатье и т.д.) и по пути производящими метасоматоз (замещение) и метаморфизм» Повышенный тепловой поток этих зон отражает подъем изотерм.

Гидротермы выходят и на дне морей и океанов, например в Красном море (Батурин и др., 1969; Бутузова, 1984, 1986), Тихом и других океанах (Курносов, 1986 и др.). С ними в прямой генетической связи находятся металлоносные осадки, гигантские (вероятно до 0,5 км высотой) черные и белые "курильщики" - конусовидные башни из рудных и силикатных гидротермных минералов и пород, обнаруженные 10 лет назад в раздвиговых зонах дна океанов. Преобладают сульфидные формы металла, сравнительно быстро, по мере разноса, приобретающие окисную или сульфатную форму. Помимо концентрированных осадков руд, кремневых, отчасти фосфатных осадков это эндогенное питание пополняет осадочными компонентами запасы вод океана, где, смешиваясь с экзогенным веществом, обезличивается. Работами В.Б. Курносова (1986) и других показано интенсивное выщелачивание из базальтов многих элементов нагретыми океаническими водами, по конвекционным ячейкам большого размера (в десятки километров) поступающих в недра океанической коры и выходящих уже в виде концентрированных растворов (гидротерм) в рифтовых долинах. При этом они производят калиевый и другой метасоматоз, изменяя базальты в направлении их "континентализации", по А. Г. Коссовской.

Большое значение для питания гидросферы имеют зоны гидротермальной переработки вулканических и осадочных пород - сульфатарно-фумарольные поля отбеливания - вулканический элювий. Эти зоны располагаются на температурном, окислительно-восстановительном и кислотно-щелочном геохимических барьерах, и химическая и тепловая энергия газов и горячих, в основном кислых, растворов тратится на интенсивный метасоматоз туфов, лавовых потоков и осадков, вынос подвижных щелочей и других элементов, отложение кремнезема - опалита, сульфидов, при окислении дающих сульфаты Ca, Mg, Fe и других элементов, образование каолинита и других глинистых минералов, цеолитов. Эти зоны вулканического элювия не только концентрируют сами многие минералы и рудные элементы, но и поставляют большие массы подвижных компонентов в гидросферу, где также в затишных условиях дают гидротермные отложения или, рассеиваясь и обезличиваясь, пополняют солевой и катионный состав воды.

Газовый вынос вулканических районов состоит из паров воды, СО2, СО, H2S, Н2, СН4, N2, NH3Cl, серы, мышьяка, благородных газов и др. Большей частью они уходят в атмосферу, где обезличиваются, но частично переходят в раствор и твердую фазу. Так, сероводород, окисляясь до элементарной серы, создает ее грифоны и конусы, которые при разрушении перемещаются в виде песка и пыли поверхностными водами и отлагаются в кратерных озерах и других водоемах в виде слоистых механогенных обломочных осадков элементарной серы - сульфуритов - мощностью до 10-20 м и, вероятно, больше, например на вулканах Эбеко (о.Парамушир) и других в Курильской дуге. В недрах Земли эти газы работали как мобилизующие и транспортирующие флюиды, экстрагируя и перемещая большие массы металлов и других элементов. Происхождение основной части газов также не ювенильное: они мобилизованы из осадочной оболочки и частично из подземных и конвекционно-натянутых поверхностных вод, в том числе и морских. Большой вклад вносит и захороненное органическое вещество, при повышении температуры отдающее почти все свои газовые компоненты: водород, кислород, азот, серу, а также углерод.

3.2.3. Биогенная и техногенная мобилизация вещества

Вещество для осадочных пород мобилизуется также живыми организмами и органическим веществом вообще. Масштабы этой мобилизации возрастают по мере развития жизни и не могут не учитываться литологами и геохимиками. Хотя мобилизующая, т.е. приводящая в подвижное состояние, роль биоса вторична по отношению к выветриванию и вулканизму - жизнь развивается на мобилизованном этими способами веществе - все же она приобретает и самостоятельное значение, так как накапливает в своем теле и нередко перемещает на значительные расстояния, причем часто как бы антиэнтропийно, большую массу компонентов - С, Н, О, N, S, Р, Al, металлы и др. Отмершее органическое вещество накапливает рассеянные уран, ванадий, другие металлы и неметаллы, тем самым концентрируя их из гидросферы (Биогеохимия 1983; Биология1977; Биохимия1983; Богданов, 1978; Богоров, 1974; Брук, 1987; Вальтер, 1968; Вассоевич, 1986; Вернадский, 1965; Бордовский, 1964; Виноградов, Лисицын, 1981; Гершанович, 1981; Давыдов и др., 1974; Емельянов и др., 1979; Жузе, 1986; Заварзин, 1984; Кузнецов, 1961, 1962; Планктон..., 1979 и др.).

Техногенная мобилизация - отвалы, шлаки, сбросы технических вод, удобрения и т.д. - все нарастает, приобретает геологические масштабы, сильно отравляя среду жизни человека и всего биоса. Изучение и оценка этой формы мобилизации - актуальная задача литологии, геохимии, гидрогеологии и инженерной геологии (Э.Ф.Емлин и др.).

3.3. ПЕРЕНОС

Значительный по расстоянию перенос осадочного вещества - важная отличительная черта экзогенного процесса. Перенос часто становится глобальным (Болт и др., 1978; Бондарев, 1974; Калошин, 1975; Кан, 1982; Катастрофы..., 1986; Кукал, 1987; Лебедев и др., 1974; Рил и др., 1959; Allen, 1970; Middleton, Southard, 1978 и др.) и настолько далеко отрывает вещество от питающих провинций, что руководствоваться теорией ореолов рассеяния терригенного или вулканогенного вещества - зачастую значит ничего не понять и неправильно ориентировать поиски.

Хотя перенос часто очень трудно отделить от седиментации, что дало повод Н.В. Логвиненко (1984, с. 17, 28-46) рассматривать их как единую стадию седиментогенеза (образования осадков), все же они принципиально различаются и для познания каждой из них необходимо раздельное рассмотрение. В целом перенос - самостоятельная стадия, несущая большую геологическую информацию. При переносе транспортирующая сила превосходит силу тяжести и инерцию покоя, а при осаждении, наоборот, отсутствует это превышение и сила тяжести становится больше перемещающей силы. Следует, однако, отметить, что сама сила тяжести очень часто выступает прямо (на склонах или при осаждении планктонного и вообще взвешенного материала) или косвенно (обусловливая течение воды под уклон) переносящей силой. Различаются перенос и осаждение отношением к раздроблению вещества; последнее способствует переносу и препятствует осаждению.

Перенос может различаться и изучаться по силам (или агентам), путям (или средам) и формам. Главных сил переноса на Земле четыре: сила тяжести, движение атмосферы и гидросферы, а также льда, вулканическая энергия взрывов и автовзвешивания и жизнь. К ним добавляется пятая сила - человеческая, или техногенная.

Пути переноса более четко стал различать Л.В. Пустовалов, определивший их в наиболее общей форме: "Те пути, по которым происходит перемещение вещества в зоне осадкообразования, мы будем называть путями осадочной или поверхностной миграции" (1940, с. 209). Пути миграции охватывают всю поверхность земли, пролегают в разных средах - воздушной, водной и твердой (в пещерах), имеют разные направления, часто перекрещивающиеся и противоположные на разных гипсометрических уровнях. Результирующий момент этих путей направлен от водоразделов к долинам, от континентов, подвергающихся глобальной абразии (соскабливанию) и механической и химической разгрузке, к океанам. Это общее направление миграционного потока вещества осложняется временными (но нередко растягивающимися на десятки и сотни миллионов лет) противоположными перемещениями, например ветром.

Во время переноса продолжается выветривание минералов и образуются мотогенные компоненты, имеющие в общем скромные масштабы, если не причислять к ним все хемогенные вещества.

Рассмотрим более подробно перенос по силам и путям.

3.3.1. Перенос воздухом, именно ветром

Движения воздуха или воздушных масс вызываются вращением Земли вокруг своей оси, различным температурным режимом в разных широтных зонах Земли, отличающихся наклоном (климатом) к солнечным лучам и поэтому получающих разное количество тепла, распределением зон низкого и высокого давления и рельефом Земли, как и распределением суши и моря. Особенностями движения атмосферы является ее крайняя пульсационность, т.е. сильная изменчивость по силе и направлению (из-за турбулентности) за секунды и другие краткие отрезки времени, а также способность перемещать материал не только в пониженные участки поверхности, но и на возвышенности, против действия силы тяжести, что присуще еще только животным и человеку.

Движение воздуха, или ветер, характеризуется скоростью и давлением на 1 м2 поверхности (табл. 3.2, из Пустовалова, 1940, с. 212).

Таблица 3.2

Скорость и давление ветра разной силы

Название ветра

Скорость

Давление, кг/м2

м/с

км/ч

Штиль

<0,5

<1,8

<0,15

Слабый ветер

0,5-4

1,8-14,4

0,15-1,87

Умеренный ветер

4-7

14,7-25,2

1,87-5,96

Свежий ветер

7-11

25,2-39,6

5,96-15,27

Сильный ветер

11-17

39,6-61,4

15,27-34,35

Буря (шторм)

17-28

61,4-101,0

34,35-95,4

Ураган

>28

>101,0

>95,4

Скорость ветра обычно минимальна у поверхности земли, где движение воздуха тормозится рельефом и другими неровностями. Например, у подножия холма высотой всего 2 м скорость ветра 65 км/ч, а на вершине она была 95 км/ ч. На верхней части Эйфелевой башни (314 м) скорость ветра была в 4 раза больше, чем на высоте 21м (Пустовалов, 1940, с. 212). Американские испытания атомного оружия на атолле Бикини в Тихом океане позволили установить существование в нижней части стратосферы (высота 20-30 км) струйные воздушные течения со скоростью реактивного самолета (400-600 км/ч), идущие вдоль 35-50° с. и ю. ш. (т.е. примерно по 40°) с востока на запад (Рил, Алама и др., 1959). По экватору вследствие дивергенции и турбулентности развивается конвергентное противотечение. Все эти движения в атмосфере порождают, несколько смещенно к экватору, пассатные течения и экваториальное противотечение в океане.

Меньшая скорость ветра у поверхности земли как бы омертвляет высокую транспортабельную способность верхних струйных движений, которые оказываются недогруженными. Но существуют некоторые механизмы, позволяющие хотя бы временами поднимать пыль высоко над Землей. Это, во-первых, турбулентные движения воздуха в вертикальной плоскости, во-вторых, смерчи и ураганы, забрасывающие в стратосферу пыль, и, в-третьих, извержения вулканов, поставляющие на высоту до 20 км и выше вулканический пепел. Раз попавший в зону струйных течений такой материал может долго обращаться вокруг Земли. Примером могут быть красные закаты в течение года в Европе после катастрофического извержения в августе 1983 г. вулкана Кракатау (между о-вами Ява и Бали, Индонезия).

Перенос в атмосфере осуществляется двумя способами: волочением и во взвешенном состоянии (рис. 3.2, с. 134).

Перенос волочением, т.е. перекатыванием и подпрыгиванием (сальтацией) зерен, осуществляется на открытых от растительности пространствах - на песчаных побережьях и в пустынях на расстояния до десятков и первых сотен километров. Вследствие торможения ветра у поверхности земли его движение турбулентно в вертикальной плоскости, что приводит к двум взаимно противоположным результатам: а) отрыву зерен от земли и взвешиванию их в воздухе на какое-то малое время и б) торможению горизонтального движения и осаждению зерен через определенный шаг, соразмерный со скоростью ветра и размером зерен, и образованию холмиков, барханчиков, поперечной ряби, поперечных дюн и крупных барханов - волн песка с определенной длиной. Таким образом формируются перевеянные пески - дюны и барханы высотой до 50-80 м, изредка до 100 м и больше. На уровне осадков-пород формируются хорошо сортированные, но все же хуже речных и морских, и хорошо окатанные пески, реже гравелиты и мелкие галечники (западное побережье Байкала). Образуются шаровидные окатанные зерна с матовой, или морозной, поверхностью - следствие соударений зерен без амортизирующей пленки воды, которая при водном переносе способствует полировке зерен. Эоловые отложения имеют характерную гигантскую косую слоистость часто с клиновидной формой косых серий (см. рис. 2.12), сильно асимметричную рябь (см. рис. 2.18). Из полезных ископаемых, помимо песков, образуются россыпи тяжелых минералов небольших размеров - как остаточные, в основном перлювиальные, накопления, например магнетитовые в центре Австралии.

Перенос во взвешенном состоянии, т.е. в виде аэрозоля, осуществляется на значительно большие расстояния - в сотни и тысячи километров и даже вокруг Земли. Переносимые частицы, естественно, меньшего размера, чем переносимые волочением. Их размер прямо пропорционален скорости ветра. Форма (парусность) и удельный вес также влияют на перенос.

Размер переносимых зерен в зависимости от скорости ветра довольно хорошо изучен и обобщен Л.В. Пустоваловым (1940, с. 213- 217), откуда взяты данные Н.А. Соколова (1894, табл. 3.3а), Ж. Туле (1908, табл. З.Зб), Дж. Аддена (1896, табл. 3.4) и график П. Фагелера (1935; см. рис. 3.2, а).

Таким образом, сильный ветер способен во взвешенном состоянии переносить крупный песок - зерна до 1 мм, а во время бурь и ураганов - грубый песок, гравий и даже гальки до 5-10 см, например ветер Сарма у Малого моря Байкала, а также отдельные крупные предметы (лодки, суда, крупные животные и т.д.), перемещаемые на десятки километров. Примеры такого переноса приведены Д.В. Наливкиным (1969).

Поскольку атмосфера практически всегда находится в движении, в ней постоянно содержится то или иное количество взвешенных частиц, и она является постоянным аэрозолем. Даже при содержании 6000 пылинок в 1 см воздух считается чистым. Зигмонди и другие подсчитали количество пылинок в 1 см3 воздуха: после дождя 32 000, в сухую погоду 130 000, в комнате 5 420 000, на высоте 100 м - 45 000 и на высоте 6000 м - 20. Л.В. Пустовалов приводит данные Дж. Аткина за 1890 и 1891 гг. по среднему содержанию пылинок в 1 см3: соответственно 1562,9 и 1475,8 в Западной Европе, а пределы колебаний в 1890 г. от 26 000 во Франции у Ментоны до 16 - в Кингэрлоке (Шотландия) ив 1891 г. - от 40 000 у Милана (Италия) до 43 - в Кингэрлоке.

Таблица 3.3а

Зависимость размера взвешиваемых частиц от скорости ветра

 

Размер

Скорость

взвешиваемых

ветра, м/с

частиц, мм

 

 

4,5-6,7

0,25

6,7-8,4

0,50

9,8-11,4

1,0

11,4-13,0

1,5

Таблица 3.3б

Максимальный размер зерен кварца, переносимых ветром различной скорости

Скорость ветра, м/с

Размер зерен кварца, мм

Скорость ветра, м/с

Размер зерен кварца, мм

0,50

0,04

7,00

0,57

1,00

0,08

8,00

0,65

2,00

0,16

9,00

0,73

3,00

0,25

10,00

0,81

4,00

0,33

11,00

0,89

5,00

0,41

12,00

0,97

6,00

0,49

13,00

1,05

Таблица 3.4

Характер движения частиц, брошенных в воздух при скорости ветра около 3,6 м/с или 13 км/ч

Размер зерен, мм

Характер движения частиц

0,75

отклонение от вертикального пути падения на 10°

0,37

отклонение от вертикального пути падения на 45°

0,18

путь почти горизонтальный и даже подъем вихрями

0,08

почти не оседают

0,04

по-видимому, не оседают

0,007

не оседают

0,001

не оседают

 

Атмосферная пыль полигенетична, но в основном она эоловая, в заметной мере - вулканическая и в малой - космическая, метеоритная, а с развитием индустрии - и техногенная.

Дальность переноса пыли определял Дж. Адден (1898, из Пустовалова, 1940, с. 217; в табл. 3.5 - для умеренно сильного ветра).

Обычные расстояния, на которые переносится основная масса эоловой пыли, - сотни и тысячи километров. Это зафиксировано во время пыльных бурь в Сахаре - пыль осела в Западной Европе (3-5 тыс. км), в США в штате Нью-Мексико - пыль осела в Висконсине 9 марта 1918 г. (более 3000 км).

Количество переносимого во взвеси материала огромно. Приводятся (Пустовалов, 1940, с. 217-218) подсчеты выноса с дельты Нила за последние 2600 лет слоя толщиной около 2,5 м, а средиземноморские страны Европы за последние 3000 лет получили из Африки более 14 см эоловых осадков - это очень большая скорость осадконакопления. Во время пылепада 9 марта 1918 г. в штате Висконсин и прилегающих штатах осело не менее 1 млн т вещества, что можно представить в виде куба с ребром в 75 м.

Перенос во взвеси формирует генетический тип навеянных отложений - эоловые лёссы с их горизонтальной слоистостью или слоистостью облекания^ мощностью, вероятно не превышающей первых метров. Поскольку эти осадки откладываются плащеобразно, их сравнительно легко датировать по наслоению на различные памятники культуры и природы.

Навеянный материал откладывается и в водоемах - морях и частях океанов, прилегающих к пустыням и лежащих в аридных поясах Земли: Аравийском море, части Атлантики, на широте Сахары, в Индийском океане на широте Австралии и т.д. В Среднем и Южном Каспии эоловая пыль составляет по массе 13% осадка (Рухин, 1969, с. 278).

Широко распространен и противоположный перенос по воздуху. Во время штормов огромные массы соленой воды вместе с мелкими раковинами переносятся далеко в глубь континентов, засоляют почву и осадки и вносят в континентальные отложения морские формы организмов, что может привести к ошибкам в палеогеографических построениях. Геологические масштабы имеет и перенос волочением раковин, их обломков и оолитов ветром с побережий в глубь континентов на расстояния до сотен километров. Засоренные ими континентальные осадки также можно принять за морские и неправильно определить положение береговой линии.

Таблица 3.5

Дальность переноса частиц ветром

Гранулометрический тип

Размер, мм

Дальность переноса

Гравий

1-8

несколько метров

Грубый и средний песок

1,0-0,25

менее 1,6 км

Очень тонкий песок

0,05-1,125

несколько километров

Грубый алеврит

0,03-0,06

323 км

Средний алеврит

0,015-0,03

1630 км

Тонкий алеврит и глина

0,015

вокруг Земли

3.3.2. Гравитационный перенос

Перенос под действием силы тяжести почти в чистом виде осуществляется на склонах, особенно на крутых и вертикальных - эскарпах. Л.В. Пустовалов даже отрицал в качестве самостоятельного этот способ и путь миграции. Все же склоновый, или коллювиальный, перенос важен, самостоятелен, специфичен и приводит к накоплениям особых генетических типов отложений - обвальных и осыпных - гравитационных в чистом виде, оползневых, солифлюкционных и делювиальных - уже со значительным участием воды. Коллювиальный гравитационный перенос распространен от высочайших вершин материков до глубоких впадин дна океана, ограниченных эскарпами или достаточно крутыми склонами, т.е. осуществляется повсеместно, где есть склоны (Аллисон, Палмер, 1984; Шанцер, 1966 и др.).

Обвалы пока лучше изучены на суше. Они чаще встречаются в горах. Неустойчивость крутых склонов подготовлена выветриванием, а "спусковым крючком" чаще всего становятся землетрясения. Наиболее крупный обвал из всех известных произошел в 1911 г. на Памире на р. Мургаб - его обьем 2000 млн м3. Эта масса высотой в несколько сотен метров и длиной по долине в несколько километров образовала подпрудное Сарезское озеро глубиной в сотни метров. Землетрясение у г. Верного (ныне г. Алма-Ата) в Заилийском Алатау в 1887 г. породило на высотах 200-1000 м в полосе шириной 35 км гигантские обвалы и оползни общим объемом 450 млн м3. Известны и другие крупные обвалы. Из древних обвалов средних размеров можно указать на байосскую глиняную, точнее песчаниково-глиняную брекчию мощностью 200 м на р. Бодрак (левый приток Альмы) в с. Трудолюбовка, образовавшуюся мгновенно у крутого эскарпа разрыва, послужившего вскоре подводящим каналом для основной магмы.

Осыпи формируются на склонах средней крутизны (40-20°), процесс их накопления менее катастрофичен (за исключением фаз осовов), нередко это медленное перемещение - "течение" каменных рек - курумов, что относится уже к солифлюкции. Формируются веера и шлейфы осыпей, в пределах которых заметна некоторая дифференциация обломков по размеру. Она противоположна потоковой: у источника осыпи обломки мельче, чем по ее фронту, т.е. по дистальному краю, что ясно показывает доминирующую роль гравитационного перемещения материала, при котором крупные обломки, обладая большей инерцией движения, скатываются дальше мелких.

Оползни распространены еще шире и достигают гигантских масштабов как на суше, так и под водой, где их тела - пласты - называют олистостромами (т.е. оползнем рожденными пластами), достигающими мощности 100-500 м. Они протягиваются еще дальше - на десятки километров, а некоторые в виде оползней-потоков - на сотни километров (до 700 км в Атлантическом океане к югу от Канарских островов - щебнистый поток типа пролювия). Отдельные блоки - олистолиты - превышают 100-200 м.

Солифлюкционные отложения формируются течениями переувлажненной почвы, что в заметном виде осуществляется во влажных тропических и северных вечномерзлых зонах. Формы накопления - террасы размером в первые метры. Другой литотип - каменные реки - курумы, широко распространенные в тайге.

Делювий - смыв с некрутых (не круче 20-30°) склонов мелкими ручейками мелкозема и щебенки, так что создается видимость плоскостного смыва. Распространен весьма широко, главным образом в гумидных зонах, точнее семигумидных или семиаридных.

В целом коллювиальный перенос недалеко уносит материал, что помогает восстановить поднятия, направления уклонов, состав питающих провинций, режим влажности и т.д. Каолины перемещенные и некоторые залежи железных руд относятся к делювию.

3.3.3. Перенос русловыми водными потоками

Перенос русловыми водными потоками - временными и постоянными - основной путь миграции вещества на континентах, перемещающий большую часть осадочного материала, возможно больше 90%. При этом формируются три генетических типа отложений: пролювий - отложения устьев временных ущельных потоков (Елисеев, 1978; Курдюмов, 1977; Попов и др., 1956; Шанцер, 1966), аллювий - речные отложения (Маккавеев и др., 1961, 1986; Чалов, 1979; Чистяков, 1978; Шанцер, 1966) и речные выносы в море - морской, или бассейновый, аллювий - главный генетический тип дельтового комплекса (Гордеев, 1983; Дельтовые 1963; Дельты 1979; Залогин, Родионов, 1969; Лисицын, 1988; Лопатин, 1950, 1952; Самойлов, 1952; Фролов, 1984).

Временные спазматические потоки осуществляют сравнительно короткий перенос, главным образом в аридных и семиаридных и горных зонах, в которых в течение длительного бездождного времени готовится рыхлый материал, как бы ждущий ливневых дождей, при которых вода вместе с обломочным материалом скатывается с безлесных склонов в ущелья и долины. По ним глинисто-каменный материал перемещается в виде грязекаменных плотностных потоков с большой (до 30-50 км/ч) скоростью и отлагается сразу, без сортировки у выхода из ущелий в виде селей и более обширных (до десятков и сотен километров в диаметре) конусов выноса. В последних осуществляется нормальная гранулометрическая дифференциация материала: у вершины конуса, в проксимальной части, осаждается, почти мгновенно теряя силу и скорость, самый грубый, валунный материал вместе с тонким, заполняющим промежутки, точнее являющимся матрицей, или основной массой. Песчаная фация конуса практически не образует песок, лишь примешивается к пылеватому материалу (сортировка отсутствует или плохая), формирующему дистальную лёссовую фацию конуса, т.е. преимущественно алевритовую, но с песком, дресвой и пелитом. Среднеазиатские лёссы в основном пролювиальные, мощность их достигает 30-50 м и больше, а протяженность - многих десятков километров. Ташкентский лёсс, например, имеет длину 80 км - такова ширина лёссовой фации пролювиального конуса. Мощность пролювия в конусе достигает первых сотен метров. Лёссы и пролювий в целом являются формациеобразующими для моласс, особенно красноцветных.

Перенос постоянными или временными речными потоками или просто реками - основной на континентах. Ведь и пролювиальный материал в конце концов поступает в речные долины и дальше транспортируется реками. Лишь частично пролювий развевается, переносится ветром или навсегда оседает в такырах, куда сносится во время ливней с пролювиальных конусов и других небольших возвышенностей.

Реки (Миссисипи с Миссури, Нил, Амазонка, Лена, Обь с Иртышом, Янцзы, Дунай, Волга и т.д.) переносят материал на расстояния до 5-7 тыс. км. При этом он сортируется по размеру, уменьшаясь в поперечном направлении и по течению, дифференцируется по удельному весу и форме, окатывается, формирует речные отложения с характерной однонаправленной многоярусной косой слоистостью. Речные отложения - весь-, ма сложный генетический тип, объединяющий динамически столь различные осадки, что некоторые принимают их за самостоятельные генетические типы: русловый, пойменный и старичный аллювий, а иногда дробят еще больше. Хотя формальные основания для этого имеются, но в целом нецелесообразно отступать от традиции рассматривать аллювий в целом как единый генетический тип (см. ч. III, гл. 16). Он является формациеобразующим в молассовой, шлировой и других формациях.

Динамика и формы переноса осадочного материала реками сложны (Miall, 1978). Это прежде всего пульсационность как в вертикальном, так и в продольном направлении. Вертикальные пульсации имеют конечные значения у поверхности потока и у дна, а продольные увеличиваются ко дну. Инерционные и вихревые движения, схождения (конвергенция) и расхождения (дивергенция) струй не исчерпывают разнообразия речной гидродинамики. Литогенетически наиболее важна турбулентность в вертикальной и горизонтальной плоскостях. Первая через макрорифления дна, т.е. образования подводных поперечных валов - дюн (см. рис. 2.9), создает косую слоистость потокового типа, а вторая - генерирует противотечения (улово), хотя и менее сильные, чем основное течение, но достаточные для образования косой слоистости противоположного наклона (рис. 3.3,а, с. 135), т.е. вверх по течению (см. 2.7.2).

Реки переносят материал в трех формах: 1) перекатыванием по дну, или волочением, и сальтацией (подпрыгиванием); 2) во взвешенном состоянии, или в виде водной суспензии, и 3) в растворенном виде - коллоидными и ионными растворами. Если обозначить эти формы соответственно через а, б и в, то соотношение материала, переносимого реками Земли, по Г.В. Лопатину (1950), изучившему твердый и жидкий сток 50 главных рек, или формула стока, будет иметь вид а : б : в = 0,35 : 3,5 : 1 (количество материала, переносимого растворами, принимается за единицу и на него делятся два других количества). Из формулы видно, что реки переносят осадочное вещество в основном во взвеси (больше 70%), а перенос волочением в 10 раз меньше.

Если сток разделить на равнинный и горный, то раздельные формулы его будут отличаться друг от друга: 0,86 : 6,22 : 1 - для горных рек и 0,04 : 0,53 : 1 - для равнинных. Горные реки, таким образом, переносят во взвеси в 6 раз больше материала, чем в растворах, что вполне подтверждает правило: с увеличением скорости течения возрастает количество вещества, переносимого во взвеси. Перенос волочением также возрастает и становится почти равным переносу в растворенном виде. Для равнинных рек соотношение существенно иное: основной формой переноса являются растворы - почти в два раза больше других форм, вместе взятых. Перенос волочением очень мал и осуществляется главным образом в паводки, а в остальное время года течение настолько вялое, что эта форма не действует, и резко снижается перенос взвесей. Получается, что равнинные реки более солоны, чем горные, что вполне естественно.

В абсолютных количествах реки Земли, по Г.В. Лопатину (1950, 1952), переносят за год волочением 4850 млн т, во взвеси 13 млрд т (16 млрд т, по Ф. Кларку) и в растворенном виде 5 млрд т (2735 млн т, по Ф. Кларку). Общее количество переносимого реками Земли материала за год огромно - почти 23 млрд т.

Волочением, или перекатыванием (см. рис. 3.2,в,г), переносятся самые крупные обломки, включая глыбы в несколько десятков тонн, а иногда (при разрушении плотин) - ив тысячи тонн. Размер переносимых обломков определяется прежде всего скоростью течения, и эта зависимость выражается формулой Эри: Q = Аv6, где Q - вес, или масса, переносимого тела; v - скорость потока; А - коэффициент, зависящий от формы обломков, характера дна, насыщенности потока (соударения), извилин, ширины реки и других обстоятельств. Этот коэффициент может изменить зависимость незначительно, в одних случаях (например, при большом уклоне дна) показатель степени может быть 7, в других - он снижается до 5. В целом даже незначительное увеличение скорости течения резко повышает его переносящую силу. Например, скорость повышается в 2, 3 и 4 раза, масса переносимых обломков соответственно увеличивается в 64, 729 и 4096 раз! (Пустовалов, 1940, с. 226).

Реальное перемещение по дну обломков очень сложно, и математические формулы дают лишь ориентировочное представление. Неизометричные, а особенно пластинчатые зерна переносятся легче, они раньше изометричных срываются в сальтацию (подпрыгивание) и захороняются в относительно более тонких осадках. С первого взгляда необъяснимый факт, когда по дну перемещается крупная галька, а песок остается на месте (что казалось бы противоречит формуле Эри), объясняется тем, что скорость течения быстро нарастает при удалении от дна, и поэтому выступающая из песка галька оказывается в зоне более сильного течения и им переносится (см. рис. 3.3, б). Это снижает сортировку речных осадков.

Скорости равнинных рек 0,2-0,5 м/с (0,7-1,8 км/ч), во время паводков до 1-2 м/с (3,6-7,2 км/ч). Скорость срыва кварцевого зерна (уд. вес 2,65) размером 0,2 мм - 0,2 м/с. Таким образом, равнинные реки могут передвигать в межень гравий, а в паводки - мелкую гальку.

Скорости горных рек в 5 раз выше - 5-10 м/с (18-36 км/ч), нередко и больше. Они передвигают глыбы в десятки метров и массой в тонны (табл. 3.6, из Пустовалова, 1940, с. 229, по И.К. Расселу, 1898, и табл. 3.7, по В.Н. Гончарову, из Рухина, 1969, с. 249).

При увеличении глубины потока величина скорости, необходимая для начала движения частицы одного и того же размера, увеличивается. Размывающая способность потока увеличивается с возрастанием скорости и уменьшением глубины. С уменьшением размера частиц осадка увеличивается сцепление между его частицами и требуется большая скорость для размыва такого осадка дна. При этом увеличивается различие скоростей взвешивающей (отрывающей от дна) частицу и перемещающей ее далее (см. табл. 3.6; рис. 3.3, б). Последняя всегда меньше начальной, приводящей ее в движение. Частицы меньше 0,1-0,05 мм, по Г.И. Шамову (1945), переносятся главным образом во взвешенном состоянии, т.е. являются транзитными (и они не окатываются) , а более крупные, названные им руслоформирующими, переносятся также и волочением и сальтацией. Песчаные осадки наиболее подвижны в реках. При увеличении скорости потока все более крупные частицы переносятся во взвешенном состоянии, а в горных реках так переносятся и грубый песок и даже гравий. Гальки передвигаются перекатыванием и укладываются наиболее устойчиво - черепитчато, с падением их плоской стороны против течения (см. рис. 2.20, в). Этот признак отличает горный аллювий от грубого пролювия и подводных грязекаменных потоков. При переносе волочением зерна дробятся, окатываются, а их поверхность полируется от соударений, амортизированных водной пленкой. Происходят сортировка и отмыв от глины или алеврита, образуются россыпи тяжелых минералов, особенно в верховьях рек.

Таблица 3.6

Скорости водных течений, необходимые для передвижения обломков разной величины

Размер передвигаемых

Скорость, м/с

частиц, мм

 

Глина и ил

0,075

Песок мелкий

0,15

Галька до 12,5

0,30

Галька до 25

0,60

Галька до 50

0,85

Галька до 75

1,05

Галька до 100

1,20

Галька до 125

1,35

Валун до 150

1,50

Валун до 180

1,60

Валун до 200

1,70

Валун до 225

1,80

Глыбы до 1,5 т

4,40

Таблица 3.7

Минимальная скорость для начала движения частиц однородного осадка при глубине потока 1 м (по В.Н.Гончарову)

Размер зерен, мм

Скорость, м/с

0,05

0,35

0,25

0,50

1,00

0,60

2,5

0,70

5,0

0,85

10,0

1,00

15

1,10

25

1,20

50

1,50

75

1,75

100

2,00

150

2,20

200

2,40


Седиментация на дне русла проходит три стадии, отвечающие трем фазам переноса (см. рис. 2.10). Первая называется гладкой фазой, когда перемещаются немногие зерна, наиболее легкие, и, как правило, с повышенных участков во впадины, которые заполняются ими, и дно становится ровным или гладким. Течение ламинарное или почти ламинарное. Вторая стадия, отвечающая грядовой фазе, наступает при увеличении скорости течения, что приводит к турбулентности потока. В результате образуется рябь, сначала мелкая, потом все более крупная, а при превышении скорости в 2-2,5 раза над той, которая необходима для отрыва частиц данного размера или начала их движения, формируются крупные гряды с асимметричным поперечным профилем: склон, обращенный против течения, пологий, почти горизонтальный, а склон по течению крутой (до 40°). На нем вследствие завихрения потока в вертикальной плоскости откладываются косые слойки. Этот склон прогнут вниз (повторение формы турбулентного вихря; см. рис. 2.8), что и помогает в древних отложениях по косой слоистости определять верх и низ пласта, нормальное и перевернутое залегание. Гряды не совсем перпендикулярны направлению течения, а расположены несколько косо к нему.

Высота гряд растет до известного предела, когда поток с увеличивающейся над гребнем (как над перекатом - над ним глубина становится меньшей) скоростью не начнет проносить песок или даже размывать гребень. Высота гряд увеличивается с увеличением скорости течения, таким образом, до известного предела, который наступает позже в глубоких реках. В руслах больших равнинных рек типа Волги, Дона обычны гряды высотой до 1,3 м и длиной до 35 м (длина волны в направлении течения) . Но и в более мелких реках размеры гряд немногим меньше, что объясняется их формированием лишь в паводки, когда глубина и скорости течения в них не меньшие, чем в реках крупных. Гряды в каждый паводок перемещаются вниз по течению, и это перемещение (за счет размыва тыльного склона и нарастания - проградации передового) увеличивается с возрастанием скорости течения, но уменьшается с возрастанием глубины и утонением зерна. В равнинных реках гряды смещаются в сутки на 10-20 м, а в горных - быстрее. Например, на Сулаке за 4 ч через пост наблюдения прошло 7 волн гравийных гряд. Это показывает, как быстро меняется аккумулятивный рельеф в горных реках. Отмели аккумулятивного генезиса смещаются иногда на несколько километров в год. С грядами имеют много общего перекаты. Они в паводки иногда вырастают за счет аккумуляции на 2-2,5 м, а плесы (отрезки реки между перекатами) в это время эродируются. В межень, при низком уровне воды, наоборот, с перекатов смывается аккумулятивный слой и этим материалом заполняются плесы.

Третья стадия перемещения наносов в руслах рек - уничтожение песчаных гряд и образование снова гладкого дна - наступает при превышении примерно в 4 раза скорости, необходимой для начала движения частиц определенного размера. Происходит движение в виде сплошной массы всего верхнего слоя осадка й исчезает четкое разграничение дна и движущихся наносов. Их движение вновь становится практически ламинарным.

Иногда развивается и четвертая стадия - антидюнная (см. рис. 2.10): появляются снова гряды, но более крупные и симметричные, валообразные и передвигающиеся не вниз, а против течения. Это отражается и наклоном косых слойков. Но при дальнейшем росте скорости течения снова появляются асимметричные гряды, смещающиеся вниз по реке, - третье поколение гряд. Наиболее типична для большинства рек вторая стадия. Последние стадии намечают переход к горному аллювию, который формируется почти при непрерывной донной эрозии, а аккумуляция при этом режиме перстративного аллювия становится эфемерной, неустойчивой.

По наблюдениям Е.В. Рухиной, в реках Кавказа, например в р. Лабе, угловатые обломки окатываются на расстоянии всего в несколько десятков километров, и в них концентрация тяжелых металлов в 4-5 раз выше, чем на равнине. Градиент изменения зернистости - уменьшение ее по течению - в горных реках также во много раз больший, чем на равнине. В равнинных реках хотя и уменьшается средний размер вниз по течению, но значительно резче эти изменения (иногда от галечников до алеврита и пелита) происходят перпендикулярно течению, т.е. поперек долины, что ясно отличает равнинный аллювий от горного и от пролювия. Минеральный состав также мало меняется от верховьев к устьям рек, даже в таких реках, как Амударья и Миссисипи.

Перенос во взвешенном состоянии из-за большей плотности воды по сравнению с воздухом сильно облегчается, так как удельный вес частиц уменьшается на 1. Например, кварцевая галька в 1 см3, весящая в воздухе 2,65 г, в пресной воде весит всего 1,65 г, а в соленой морской - около 1,62 г. Поэтому взвеси - основная форма переноса осадочного материала реками. Пелитовый и алевритовый материал переносится практически только во взвесях, часто так же переносится тонкий песок (0,1-0,05 мм), а в горных реках или в паводки в равнинных реках - и более крупный песок и гравий.

Перенос во взвесях выражается неокатанностью зерен, поэтому при изучении необходимо отмечать нижний предел окатывания, так как он отвечает определенной скорости течения, которую можно найти в гидрологических таблицах типа табл. 3.6 и 3.7. В целом, чем быстрее течение, тем больше материала переносится в виде взвесей, и тем грубее он. Количество взвеси особенно увеличивается во время ливней, когда мобилизуется мелкозем в массовом масштабе, а реки становятся максимально мутными. Огромные массы мелкозема мобилизуются равнинными реками в перстративной (перемывающей) стадии на своих берегах, когда без существенного врезания меандрирующая река перемывает преимущественно пойменные, т.е. ранее наслоенные суспензионные осадки. Л.Б. Рухин приводит объем этого материала для Волги ниже устья Камы - 60 млн м3 за год, что во много раз превосходит годовой вынос взвесей в Каспий. Значит, большая часть материала оседает ниже по течению, в долине Волги, и в ее дельте. Отстойниками взвешенного материала, кроме пойм, являются старицы, а в дельтовой зоне - култуки, т.е. пространства между песчаными рукавами - каналами стока речной воды.

Растворы как форма переноса реками осадочного материала делятся на коллоидные и истинные, или ионные. Коллоидными называют растворы, в которых растворенное вещество - коллоидная фаза - находится в виде тонких (1-200 мкм, т.е. 0,000001-0,0002 мм) дисперсных частиц, имеющих одинаковый электрический заряд - положительный или отрицательный, - что препятствует их объединению, т.е. слипанию, или коагуляции, в отличие от разнозаряженных ионов истинных растворов. Коллоидные частицы не подчиняются силе тяжести, и для их осаждения требуется снятие заряда, т.е. нейтрализация его каким-тоэлектролитом, в изобилии содержащимся в соленой морской воде, или другим коллоидом противоположного заряда. В зоне осадкообразования преобладают отрицательно заряженные коллоиды, а наиболее стабилизирующим, т.е. препятствующим коагуляции веществом (стабилизатором) , являются гуминовые и ульминовые коллоиды и другие органические вещества, способствующие переносу кремнезема, коллоидов железа, алюминия и других соединений. Стабильности коллоидов способствует и реакция воды, слабощелочная - переносу кремневых коллоидов и ионных растворов, слабокислая - окиси железа и алюминия. Химический характер речной воды меняется сезонно, что влияет на преимущественный перенос разных коллоидов. В целом же коллоиды в речной воде довольно устойчивы и доходят до морей, где и коагулируют в массовом количестве. Однако и по пути есть опасные зоны, например карбонатные берега, истинные растворы которых способствуют коагуляции ряда коллоидов.

Истинные растворы - важнейшая форма переноса легко-, средне-и даже плохорастворимых соединений: хлоридов, сульфатов, карбонатов, а также кремнезема, окисных соединений марганца, железа, фосфатов и других веществ. Они образуются чаще всего в результате диссоциации на ионы - положительные и отрицательные, у карбонатов приобретают форму бикарбонатов. Представление о среднем химическом составе растворимых солей рек Северной Америки и Земли в целом дает таблица Ф. Кларка (1924; табл. 3.8).

Конкретный состав солей в реках разных климатических зон и вулканических районов в действительности сильно меняется.

Каждый квадратный километр земной поверхности в среднем теряет в год 26,4 т растворимых веществ, благодаря чему гидросфера пополняется ежегодно 2735 млн т солей. Н.М. Страхов (1960) оценивал механический снос вещества с 1 км суши модулем твердого стока К =T/P , где T- сносимое вещество с площади бассейна Р, км2. Величина модуля для умеренного гумидного пояса обычно меньше 10 т/км2, реже 10-50 т/км2, а для тропического чаще всего 100-240 т/км2, но в Китае достигает 390 т/км2, в бассейнах Ганга, Брахмапутры и Инда - 1000 т/км2, т.е. на три порядка больше, чем минимальные значения для зон гумидного типа седиментогенеза. Аридные зоны практически бессточны, т.е. их модуль стока меньше или близок к нулю.

Таблица 3.8

Средний химический состав растворимых солей, переносимых реками Северной Америки и всего земного шара

Компоненты

Сев. Америка,%

Земля в целом, %

Компоненты

Сев.Америка,%

Земля в целом, %

CO2

33,40

35,15

Mg

4,87

3,41

SO4

15,31

12,14

Na

7,46

5,79

Cl

7,44

5,68

К

1,77

2,12

NO3

1,15

0,90

(Fe, Al2O3)

0,64

2,75

Ca

19,36

20,39

O2

8,60

11,67

Сумма

100,00

100,00

 

Интересны конкретные данные К. Рейнборна и Г. Мильнера (1927) по отдельным бассейнам со средними и высокими значениями модуля стока и еще более старые данные Гравелиуса по ежегодному понижению рельефа вследствие речной денудации на 0,501 мм (бассейн Иравади) и минимальному из приводимых бассейнов - 0,011 мм (бассейн Нила) (Пустовалов, 1940, с. 221). Дж. Меррей оценивал жидкий сток с суши в год в 24 600 трлн кг. При этом переносится 23 млрд т осадочного вещества во всех формах.

Н.М. Страхов показал формы переноса реками основных компонентов осадков (рис. 3.4). Он разделил их на 5 групп. Первую составляют наиболее растворимые соединения - хлориды и сульфаты К, Na, Ca, Mg. Они переносятся только в виде истинных растворов практически всегда в реках ненасыщенных. Они транзитно проходят континенты и осаждаются только химически из пересыщенных растворов в аридных зонах - в приморских лагунах или внутренних водоемах.

Рис. 3.4. Формы переноса реками основных компонентов осадков (по Н.М. Страхову, с изменениями). Ширина полос приблизительно отвечает относительной доле формы переноса:

1 - наиболее растворимые - хлориды и сульфаты К, Na, Ca, Mg; 2 - карбонаты Са, Mg; 3 - кремнезем; 4 - соединения Fe, Mn, P, Cu, Al, редкие элементы; 5 - глинистые минералы и вещество; б - обломочные компоненты (кристаллокласты и литокласты); а - волочение по дну; б - взвесь; в - растворы: К - коллоидные, И - истинные - ненасыщенные (д) и насыщенные (г)

Вторая и третья группы - карбонаты Ca, Mg и Si02, имеющие более низкую растворимость, а поэтому и более разнообразные формы миграции. Бблыпая их часть переносится в виде ионных растворов, как ненасыщенных, так и насыщающих реки в аридных зонах и прилегающих частях гумидных зон. Так, летом Волга ниже Саратова уже насыщена карбонатом кальция, и он выпадает в осадок. Правда, зимой большая его часть снова растворяется и переносится дальше в море. Небольшая часть карбонатов переносится в виде взвеси и волочением - обломки карбонатных пород и известковые раковины. Они осаждаются по законам механической дифференциации.

Четвертая группа - самая многочисленная и наиболее важная в экономическом отношении - это соединения Fe, Mn, Р, Cu, Zn, Pb, Al, V, Cr, Ni и другие малые и редкие рудные элементы, редкие земли - имеет самые разнообразные формы переноса. Несмотря на малую растворимость, они переносятся как истинные растворы, очевидно большей частью насыщенные, хотя и в очень малых абсолютных количествах. Многие из них мигрируют в виде коллоидов, а также как поглощенные элементы коллоидами железа, кремнезема, органических веществ и глинистых минералов. Они мигрируют и во взвесях - возможно, это основная форма их переноса. Но в составе кластических минералов - слюд, роговых обманок, пироксенов, других темноцветных и лейкократовых магматических минералов, вулканических стекол, обломков магматических и метаморфических пород, где они чаще всего являются породообразующими или присутствуют в виде примесей, - переносятся волочением. Разнообразие форм переноса выражается и в разных способах накопления: химическая садка из пересыщенных растворов, коагуляция коллоидов, осаждение взвесей и влекомых обломков, что чаще всего ведет к рассеиванию этих компонентов.

Пятая группа - минералы глин - переносится в виде коллоидов, но большей частью во взвешенном состоянии, а также волочением - обломки глинистых пород. Коагулировавшие коллоиды осаждаются по законам механической седиментации, часто вместе со взвешенными чешуйками или проносятся дальше. Литокласты глин осаждаются как пески или более грубые обломочные породы, часто в виде глиняных конглобрекчий. Разные по размеру глинистые кристаллы испытывают механическую дифференциацию. Так, кристаллы каолинита часто превосходят по размерам другие минералы глин и осаждаются раньше в прибрежной части моря, а дальше в море переносятся тончайшие взвеси монтмориллонитов и других смектитовых минералов.

Шестая группа - обломочные компоненты, т.е. наиболее грубодисперсная фаза - переносится в основном волочением и отчасти во взвеси и поэтому обладают наименьшей миграционностью. Они переносятся недалеко, часто выпадают из путей миграции, но будучи механически более прочными, чем глинистые минералы, они неоднократно переотлагаются и перемещаются вниз по течению, постепенно избавляясь от наименее стойких механически или химически (табл. 3.9 а и 3.9 б, по Н.В. Логвиненко, 1984, с. 24).

Если говорить об элементах (табл. 3.10 а), наибольшей подвижностью обладают галоиды и сера, затем щелочные и щелочноземельные элементы, фтор, кремнезем, освобождающийся из силикатов при их разложении в щелочных условиях. Средней подвижностью обладает фосфор, марганец, кобальт, никель, медь, меньшей и совсем слабой - железо, алюминий, титан. Кремнезем кварца в кислых условиях совсем или практически совсем неподвижен, что видно и по его растворимости (табл. 3.10 б). По-видимому, распределить элементы в единственный ряд по подвижности невозможно, так как в зависимости от форм (высшей и низшей валентности) элемента, химического характера среды (рН) и физико-географических условий последовательность меняется. Н.М. Страхов (1960, с. 36-44) на конкретных рядах подвижности по рекам Черноморского бассейна и других регионов показал это убедительно.

Таблица 3.9-а

Соотношение между относительной, абсолютной твердостью и снашиваемостью

Минералы

Твердость

Снашиваемость, по Розивалю

по Моосу (относительная)

по Ауэрбаху (абсолютная)

Тальк

1

5

50

Гипс

2

12

109

Кальцит

3

80

202

Флюорит

4

100

210

Апатит

5

200

322

Ортоклаз

6

220

947

Кварц

7

275

5250

Топаз

8

460

-

Корунд

9

1000

-

Алмаз

10

2500

-

Примечания. 1. Относительная твердость минералов определяется сравнением с эталонами (шкала Мооса). 2. Абсолютная твердость измеряется специальными приборами - склерометрами. 3. Снашиваемость (по Розивалю), зависящая не только от твердости, но и от других физических свойств, определяется на шлифовальном круге по степени уменьшения объема относительно затраченной работы.

Глобальным итогом переноса вещества реками является, по выражению Н.М. Страхова (1960, с. 45-51), "первый грандиозный акт фазового разделения вещества": растворенный материал практически нацело, особенно в гумидном типе седиментогенеза, удаляется с континентов в конечные водоемы стока, где создаются условия для его химической и биологической садки. Этот акт состоит из более частных, отражающих фазы переноса и степень разделения вещества на взвешенный (вместе с влекомым по дну) и растворенный. Но и в зонах гумидного типа часть растворенного вещества остается даже в современном тектоническом режиме (высокое стояние континентов) на континентах (например, "ржавец" - гидроокислы железа), тем больше это относится к аридным зонам, в которых из-за бессточности задерживается все растворенное вещество. На пенепленах при низком стоянии материков часть растворенного вещества задерживается и в гумидных зонах.

Таблица 3.9-б Относительная устойчивость минералов при выветривании и переносе

Устойчивость

Минералы

породообразующие

акцессорные

Весьма устойчивые

кварц

циркон

 

лимонит

турмалин

 

глинистые

рутил

корунд

топаз

шпинель

дьюмортьерит

Устойчивые

мусковит

монацит

 

ортоклаз

ксенотим

 

микролин

эпидот

 

плагиоклазы кислые

касситерит
титанит (сфен)
флюорит

магнетит
ильменитлейкоксен
гранаты-уграндиды (с 20% пиральспитов)

Неустойчивые

плагиоклазы средние

апатит

 

пироксены

барит

 

амфиболы

гематит

 

кальцит

аксинит

 

доломит

андалузит

 

глауконит

ставролит дистен
гранаты-пиральспиты (Fe-Mg)

Очень неустойчивые

плагиоклазы основные

марказит

 

биотит

пирит

 

гипс

пирротин

 

ангидрит

сульфиды другие

 

сидерит

оливин

 

галит, сильвин

фельдшпатоиды

Таблица 3.10а Миграционные ряды элементов (по Полынову и Перельману)

Способ подвижности

Элементы и соединения

Порядок величины миграционной способности

Энергично выносимые

Легко выносимые

Подвижные

Инертные (слабоподвижные)

Практически неподвижные

Cl(Br, I) ,S

Ca,Na,Mg,K,F,Si02 силикатов

P,Mn,Co,Ni,Cu

Fe,Al,Ti

SiO2 окислов

2n x10

n

nx10-1

nx10-2

nx10-?

Табл ица 3.10б

Некоторые сведения о растворимости минералов в воде (по Н.В. Логвиненко, 1984, с. 22)

Минерал

 

Растворимость, г на

 

Температура, °С

100 г воды

Примечание

Натриевая селитра

20

87,5

Так как данные по растворимости минералов, приводимые различными авторами, противоречивы, все сведения, помещенные в таблице, относятся к искуственным соединениям. Данные заимствованы из "Справочника химика", 1951.

Галит

20

36,0

Сильвин

20

34,0

Калийная селитра

20

31,7

Гипс

20

0,24

Ангидрит

20

0,20

Магнезит

18

0,10

Целестин

20

0,011

Кальцит

25

0,0014

Арагонит

25

0,0015

Витерит

20

0,0022

Стронцианит

20

0,0011

Барит

20

0,00023

Корунд

20

0,00010

Полевой шпат

20

почти нерастворим

Кварц

-

нерастворим

Примечание. Растворимость минералов, определяющая вместе с другими свойствами миграционную способность веществ, - лишь один из показателей устойчивости, например при выветривании, и транспортабельности при переносе.

 

На континентах и вблизи них совершаются еще два крупных разделения вещества - по крупности и удельному весу. Сортировка по крупности зерна начинается еще на склонах, хотя большая часть коллювиальных генетических типов характеризуется несортированностыо материала. Но делювий, крайний из них, намечающий переход к пролювию, обнаруживает продольную, т.е. по уклону склона, сортировку, однако еще весьма слабую, часто не устанавливаемую даже в обнажении. В пролювии также нет сортировки в образце и даже крупном выходе, но на протяжении всего конуса градационная смена грубых осадков тонкими ясно выражена. Она также главным образом продольная. В аллювии сортировка выступает уже весьма четко, даже в отдельном образце, - от плохой в горном аллювии (он бывает и несортированным) до средней, а иногда и хорошей - в равнинном. При этом в масштабе долины смена зернистости наиболее резкая не в продольном течению направлении (уменьшение зернистости имеет место, но не резкое), а впервые (и только в этом типе) - поперек течения - от грубых, часто галечных, осадков в русле до алевритовых и пелитовых, даже тонкоотмученных глин - на пойме, у бортов долины и в старицах.

Вниз по течению реки окатанность усиливается, хотя это часто мало заметно, а в верховье нередко несколько уменьшается в том же направлении (Знаменская, 1976; Казанский, 1976, 1983).

Дифференциация по минеральному составу происходит главным образом на основе различий удельных весов. При уменьшении размера обломков чисто лититовый, или литокла-стический (зерна - обломки целых пород), состав на границе примерно в 2 мм становится также и кристаллокластическим, т.е. осадки и породы начинают слагаться обломками минералов. По мере уменьшения размера песчаных осадков максимальное содержание в зернах кварца в более тонких фракциях сменяется максимумом калишпатов, затем плагиоклазов, а максимальное содержание тяжелых минералов, или тяжелой фракции, падает на мелкий (0,25-0,1 мм) и особенно тонкий (0,1-0,05 мм) песок. Если рассматривать только тяжелую фракцию, то и в ее пределах обнаруживается разделение по размеру (от крупных к мелким зернам), связанное с удельным весом и первичными размерами минералов в материнских породах: гранат - турмалин - эпидот - ставролит - циркон - магнетит - ильменит - апатит. В конкретных отложениях связь минерального состава тяжелой и легкой фракций может быть иной, что будет представлять некоторую аномалию от нормального, т.е. обычного, распределения, и, как всякая аномалия, она дает возможность расшифровать причину отклонений: разный размер в материнских породах, плохая сортировка, смешение по пути переноса, разная длительность переотложения (минералы истираются или разлагаются в разной степени). При одном цикле переноса от верховий до устья минеральный состав мало меняется, даже малостойкие пироксены и амфиболы доходят почти в том же количестве, например в Ниле, Амударье, Миссисипи и т.д. Лишь содержание тяжелой фракции в верховьях, особенно в горных реках, часто в несколько раз выше, чем на равнине, и снижается еще больше вниз по течению (рис. 3.5).

Рис. 3.5. Обломочные компонентно-минералогические спектры гранулометрических типов осадков (по Н.М. Страхову) : 1 - минералы с удельным весом более 4,4; 2 - минералы с удельным весом 4,4-2,8

3.3.4. Перенос в водоемах

Хотя водоемы в основном приемники осадочного материала, который, отложившись, большей частью успокаивается окончательно, тем не менее и в их пределах осуществляется перенос и нередко на большие расстояния, нежели перемещают даже самые длинные реки.

Как и в реках, перенос в морях и озерах осуществляется волочением, во взвесях и в растворенном состоянии. Основные агенты переноса - волнение и течения. Гравитационный перенос рассмотрен выше, а перенос организмами в морях в основном подчиняется волнению и течениям (Айзатуллин и др., 1979; Биология океана, 1977; Богоров, 1974; Кан, 1982; Ионин и др., 1971; Континентальные 1981; Лидер, 1986; Литодинамика 1976; Перемещение..., 1965; Росс, 1981; Слевич, 1977).

3.3.4.1. Волнение охватывает всю акваторию океанов, морей, озер и других водоемов, поэтому оно переносит взвешенный и растворенный материал по всей их площади (Гидродинамика 1983, 1986; Зенкович, 1962; Кеннет, 1987; Кинг, 1963; Лебедев и др., 1974; Лонгинов, 1973). Но волнение распространяется не на всю глубину бассейнов, а только на верхнюю небольшую зону. Глубина, на которую распространяется волнение, называется базисом действия волн, или волновой базой. Она располагается от поверхности на расстояние, равное длине возникающей волны, в свою очередь определяющейся размером водоема. В самых крупных из них - океанах - длина волны практически не бывает больше 400м (только при самых сильных и постоянных ветрах). Максимальная высота волн - 13-15 м. Эти волны проникают на глубину до 400 м, где частицы колеблются с амплитудой всего 25 мм. Практически лишь шельф подвержен взмучиванию осадков, и то только в сильные шторма и ураганы. Во внутренних морях размеры волн в 2-4 раза меньше. В Северном море высота волн до 8-9 м, длина до 125 м, в Черном и Каспийском морях высота волн до 6-7 м и длина до 80-100 м, в Балтийском - соответственно 5 и 70 м, Азовском - 1-1,3 и 10-14 м, на Балхаше - 1,9-20 м. Теоретически Азовское море, глубина которого 14 м, взмучивается до дна. Но практически это случается только при очень сильных штормах. Обычные волны не доходят до дна, и в придонной воде возникают заморы рыб (зимой и летом), свидетельствующие о бескислородных, или эвксинных, условиях.

Волнение - колебательные движения воды, при которых ее частицы испытывают круговые или эллипсоидальные движения, оставаясь как бы на месте, над одной и той же точкой дна (Зенкович, 1962; Логвиненко, 1980; и др.). Орбиты колебаний уменьшаются ко дну, постепенно затухая у волновой базы. Но чаще всего с волнением связано и поступательное перемещение воды и взвесей, хотя и колебательного характера. Возникают волновые сгонные и нагонные, дрейфовые течения у берегов. Если волнение, как и порождающий его ветер, в общем случае косо подходят к берегу, то его сила разлагается по правилу параллелограмма на две составляющие (рис. 3.6, а): направленную нормально к берегу и направленную вдоль берега. Первая генерирует нагон - прибой, вторая - вдольбереговое течение. Каждая из них формирует свой генетический тип отложений - прибойные и отложения вдольберегового потока. Прибойные состоят из подводных валов (2-3, реже 4-5, единично - до 10) и бара - крайнего к берегу, вершиной, или гребнем, уже вышедшего из-под воды, отделяющего лагуну от моря и постепенно наступающего на нее и формирующего пляж (рис. 3.6, б,в,г). Последний нередко состоит из десятков причлененных валов, каждый со своей сложной текстурой (см. рис. 3.6, в). Высота валов достигает 1-1,5 м, а высота бара 5-10 м, когда он уже причленился к пляжу. Поперечный профиль валов и бара асимметричный. Мористый склон положе (не круче 20°, обычно 5-10°) и длиннее обращенного к суше, крутизна которого достигает 40°. Мористый склон формируется прибойным потоком, набегающая сила которого на аккумулятивном берегу превосходит силу оттока (энергия тратится на трение, просачивание воды в песок и т.д.). Поэтому при бесчисленных пульсациях набега и оттока на пляж, к урезу воды и выше выносятся с глубины все более крупные и тяжелые зерна и образуются россыпи тяжелых и рудных минералов с удельными весами свыше 4: магнетита, ильменита, рутила, циркона, а также касситерита и др. Тонкий, пелитовый и алевритовый и часто тонко-мелкопесчаный материал отмучивается и сбрасывается на глубины, ниже базиса действия волн. На прибойном откосе, таким образом, происходит естественное шлихование зернистого материала, аналогичное промыванию шлиха в лотках старателями и геологами. Для сравнения: у крутых, абрадируемых берегов при большой глубине у уреза энергия отходящей волны больше наступающей, и поэтому весь, даже весьма грубый материал сбрасывается на большие глубины. Обычно эти берега развиваются на выступающих мысах, на которых у уреза воды аккумуляция, таким образом, запрещена.

Антимористый, или континентальный, склон бара образуется при заплесках воды через вал, который при этом наращивается косыми слойками к суше, нередко даже наступая, или проградируя, на тонкие лагунные осадки (см. рис. 3.6, в,г). Без всякого размыва чистым наслоением нередко возникает резкое литологическое несогласие. Например, на лагунной стороне крупного (длиной 6 км) валунно-галечного бара Посольского сора на восточном берегу Байкала (южный сектор дельты Селенги) часто галечники ложатся на тонкие пески или илистые осадки. Песчаные бары всегда в той или иной мере перевеваются ветром и на них формируются эоловые дюны, поднимающие бар еще выше. Они имеют свою косо- и волнистослоистую текстуру, часто несогласную с прибойной.

 

Рис. 3.6. Перенос твердого материала в береговой зоне моря:

ад - перенос прибойным потоком: а - схема разложения силы, подходящей под непрямым углом волны к берегу (двойная стрелка) по правилу параллелограмма на прибойную (1) и вдольбереговую (2) составляющие; б - схема аккумулятивного берега с лагуной (]), баром (2), первым (3), вторым (4) и третьим (5) подводными валами; в - пляж, созданный пятью причлененными друг к другу прибойными валами (2) с косой слоистостью прибойного откоса, косыми сериями заплесков прибоя (3) во время сильных штормов, часто погребающих под собой лагунные (/) отложения (4 - прибрежные дюны с клиновидными косыми сериями); г - схема основных типов внутренней текстуры простого бара: 1 - пологая крупная косая слоистость прибойного откоса, 2 - крутые серии крупной косой слоистости, обращенной к берегу и образованной штормовыми прибоями, когда волны перекрывают поверхность бара; (3 и 4 - лагуна забаровая и лагунные илистые отложения; 5 - эоловые дюны; 6 - субгоризонтальная, косоволнистая и волнистая слоистость водных и ветровых движении песков на баре); д - зигзагообразный путь перемещения галек, гравия и песчаных зерен вдоль берега силой прибоя, скошенного по отношению к берегу; е - косовый северный берег Азовского моря: стрелка показывает преобладающее направление ветровых течений с северо-востока на юго-запад; штриховка - размываемый коренной берег - клифы (S и 10 - изобаты, м; 1-4 - основные косы северного берега: 1 - Кривая, 2 - Белосарайская, 3 - Бердянская и 4 - Обиточная); ж - преимущественно однонаправленная косая слоистость, отвечающая косовым и подводно-флювиальным отложениям азовского типа; з - нормальная к берегу коса, образованная примерно равными по силе и частоте в течение года вдольбереговыми потоками вещества и разнонаправленная косая слоистость прибрежно-флювиальных песков

Рис. 3.7. Схема разрывных течений (по Ф.Дж. Шепарду, 1951):

I - прибрежная циркуляция; II - общее течение; а - вдольбереговое течение; б - зона бурунов; виг - зоны питания (за счет вдольберегового потока наносов) разрывных течений; д - разрывные течения (до 4 км/ч) шириной 15-35 м, а в головной части до 350 м и удалением от берега до 0,8 км

Подводные валы, повторяя в смягченной форме первый вал, или бар, формируются в зонах забурунивания. Волны, образующиеся в открытом океане при длительном действии ветра, достигают большой длины (в сотни метров) и высоты, и поэтому, подходя к шельфу, они начинают "доставать" дно, на котором приведенные в колебательно-поступательное движение частицы воды тормозятся, а поверхностные слои воды, обгоняя более глубокие, забуруниваются. Там, где происходит первое ломание волны, образуется наиболее глубокий и дальний от берега вал - тонкопесчано-алевритовый. После первого торможения более короткие и менее высокие волны с уменьшенной энергией продолжают двигаться к берегу и снова ломаются на той глубине, которая равна их уменьшенной высоте: накапливается второй вал, более грубый и четче выраженный. Так же образуется еще ближе к берегу третий вал и т.д. Расстояния между валами сокращаются, впадины между ними выражаются четче, в них накапливаются тонкие пески или илистые осадки. На валах осадки всегда грубее, и чем ближе к берегу, тем больше пески обогащаются тяжелыми минералами, сначала роговыми обманками, пироксенами, потом все более тяжелыми, и максимума содержания тяжелые минералы, как уже говорилось, достигают в первом от берега вале - баре. К тому же их удельный вес наибольший, а форма наиболее изометричная.

При нормальном подходе ветра и волны к берегу вся их энергия расходуется на прибойный поток. К берегу нагоняются большие массы воды, которые в тех или иных местах прорываются обратно в море в виде так называемых разрывных течений (рис.3.7), которые в течение короткого отрезка времени сбрасывают в более глубокие части моря (на глубину в первые десятки метров) разнозернистый осадочный материал, отдаленно напоминающий турбидитовый.

Вдольбереговая составляющая волнового нагона воды по величине варьирует от нулевой до почти 100%-й части энергии волн, если ветер строго направлен вдоль берега. В действительности практически даже в этом случае из-за торможения на мелководье возникает прибойный нагон. При косом подходе волн к берегу выдерживается правило пропорционального увеличения каждой из составляющих силы волнения: чем сильнее прибой, тем с большей скоростью развивается вдольбереговое течение, особенно над ближайшим к берегу подводным валом. Иногда трудно устоять в этом течении, даже если вода по пояс. Это течение имеет водные "берега", а по стрежню его переносится часто довольно крупный песок, образующий на дне крупную и грубую рябь - асимметричные поперечные валы, которые объясняют формирование потоковой косой слоистости с мощностью косых серий до 0,5 м и, вероятно, больше (см. рис. 2.6, а-в). При перемене направления ветра развивается противоположное течение и в результате образуется разнонаправленная вдольбереговая косая слоистость (см. рис. 2.6, з) мелко-, средне- или крупнозернистых средне- или хорошо сортированных обычно не очень хорошо отмытых от илистых фракций песков. На прибойном откосе также происходит продольное перемещение: оно идет зигзагами (см. рис. 3.6, д).

Аккумулятивными результатами вдольберегового перемещения материала являются косы и подводные валы, а также россыпи, уступающие, однако, в размерах и концентрации прибойным. Прибереговыв косы (см. рис. 3.6, е,з), как и прибойные бары, - самые замечательные создания берегового транспорта песчаного и более крупного материала. Косы причленяются к берегу под углами 25-45°, но иногда они перпендикулярны ему, когда оба направления вдольберегового перемещения материала равноценны по силе и продолжительности, или причленяются под малым углом. Тогда они близки к барам. В формировании кос участвует не только вдольбереговой транспорт материала, но и прибойный поток, который, однако, остается, как правило, подчиненным. Иногда же затруднительно определить, с косой или с баром приходится иметь дело; пример - Арабатская Стрелка на крымском побережье Азовского моря, обычно называемая косой, но в основном это бар. Размер ее больше 200 км. Почти 50 км достигают некоторые из кос северного берега Азовского моря: Обиточная (до 40 км), Бердянская (35 км), Белосарайская (32 км), Кривая (18 км) и др. Ширина кос - до первых километров, высота - первые метры, но накладывающиеся эоловые процессы "приподнимают" поверхность кос и усложняют ее рельеф и текстуру.

Гальки перемещаются в основном волочением и качением, а песчаные частицы могут переноситься и во взвеси непосредственно ветровыми и волновыми течениями. Передвижение осуществляется как отдельными зернами, так и сплошным слоем толщиной в десятки сантиметров, чему способствует проникновение в осадок волновых колебаний, особенно сильных, как бы взвешивающих его. Наибольшее взмучивание достигается в зоне максимальной турбулентности, т.е. в зоне песчаных валов, которая и становится зоной наиболее интенсивного вдольберегового перемещения наносов. На галечных пляжах максимальное перемещение осуществляется непосредственно на берегу, в зоне прибоя, и происходит по субпараболическим и зигзагообразным (вверх и вперед - вниз прямо, к урезу) траекториям. Скорость передвижения прямо пропорциональна волнению в баллах и в бухтах Черного моря измеряется многими десятками метров за сутки, а на открытых берегах океанов - до 0,5-1,0 км/сут. Дальность переноса галек определяется отсутствием непреодолимых для галек участков - абрадируемых мысов или ловушек - каньонов. Гальки карадагских лав встречаются за 120 км, у Алушты, кремневая галька из конкреций верхнего мела Бретани - за 500 км, на берегах Голландии.

Песчаные зерна перемещаются с большей скоростью и на бблыпие дистанции - до 2500 км, как это зафиксировано у восточных берегов Северной Америки (от Лабрадора до Флориды), отличающихся большой выровненностью подводного склона (Зенкович, 1946, с. 201-202; 1962, с. 333). Наибольшие измеренные скорости перемещения песка во взвешенном состоянии вдоль берега 3 км/ч, что составляет 75% скорости одновременно действующего течения (Леонтьев, Никифоров, Сафьянов, 1975, с. 101). Наибольшие скорости передвижения песка развиваются на гребнях песчаных валов: первом и втором (при более сильном волнении) от берега. По ним и переносится большая часть объема перемещаемого песка. Общий объем перемещаемого во взвеси песка через створ в 150 м при волнении в 4-5 баллов в районе Анапы достигает 2 тыс. м3. К этому надо добавить объем перемещаемого непосредственно по дну песка. На песчаном берегу во время шторма во взвеси переносится до 60% наносов (там же, с. 108), а при умеренном волнении песок в основном переносится волочением, и максимум продольного расхода падает на пляж.

На побережьях открытого океана преобладают длиннопериодные волны (длиной волны до 300-400 м) и волны зыби. В придонном слое материал осадков в основном перемещается нормально к берегу - крупный к урезу и меньшим глубинам, тонкий - вглубь. Во внутренних морях господствуют короткопериодные ветровые волны. Поэтому здесь поперечное и вдольбереговое перемещения материала в целом равновелики, но в конкретных обстановках и в морях может резко преобладать вдольбереговое перемещение, особенно при увеличении уклона (больше 0,01). В целом внутренние моря порождают в береговой зоне более разнообразные аккумулятивные формы.

3.3.4.2. Течения в океанах, морях и озерах разнообразны по генезису, масштабам и приуроченности к слоям воды и геоморфологии дна (Айбулатов, 1966; Аксенов, 1972; Зейболд, Бергер, 1984; Зенкович и др., 1967; Исследования 1979; Лакомб, 1974; Лидер, 1986; Лонгинов, 1973; Невесский, 1968; Новые 1971; Павлидис, 1968; Шадрин, 1972; Reading, 1986). Большинство из них генерируется ветрами и волнением - это ветровые, наиболее непосредственные следствия действия ветра, волновые, более отдаленные от действия ветра и действующие какое-то время после прекращения причины, дрейфовые, еще более оторванные не только от ветровой фазы, но и от волнения, но как бы сохраняющие память о первопричинах: они действуют и после волнения. По отношению к берегу они бывают сгонными, разрывными, нагонными и вдольбереговыми, переходящими часто в циркулярные, или круговые. Так, в Азовском море от устья Дона поверхностное течение направлено вдоль северного берега на юго-запад, у Перекопа оно отклоняется на юго-восток, а у Керченского пролива и дельты Кубани становится северо-восточным.

Нагонные течения затапливают низкие берега, превращая их в марши и себхи - болотистые приморские низины, создавая накопления, которые можно принять за приливные. Высота подъема воды у берегов редко превышает 1 м (не считая прибоя). Сгонные течения при большом их постоянстве, например по восточным и южным берегам Азии, вызывают понижение уровня воды у берега, отступление моря, иногда на несколько километров (это заметно в дельтовых и мангровых зонах), создание неровности водной поверхности амплитудой до 0,5 м и больше (корабль от Алжира к Марселю поднимается гипсометрически на эту величину, т.е. идет как бы в гору). Самое интересное и важное для седиментологии то, что они порождают компенсационные течения - подъем глубинной воды (апвеллинг) по континентальному склону, - выносящие на шельф и верхнюю часть континентального склона большое количество СОг, карбонатов, фосфатов, соединений азота и других веществ, в том числе и питательных для фитопланктона, который и расцветает до лавинных масс, обеспечивая массовое развитие зоопланктона и макробиоса. На дне под этими зонами находится кладбище биокомпонентов и минеральных осадков, объясняющих, по А.В. Казакову, в частности, первичное накопление фосфатного вещества (см. ч. II, гл. 9). Апвеллинга имеют и другой генезис.

Обратимся от местных и региональных к глобальным ветровым течениям (рис. 3.8; 3.9), систему которых можно представить как развитие пассатных ветров под влиянием вращения Земли, или сил Кориолиса.

Рис. 3.8. Принципиальная схема циркуляции вод в поверхностном слое океанов (из А.П. Лисицына, 1974):

А - по О. Крюммелю (1907), ? - по В.Н. Степанову (1969). Форма гипотетического океана соответствует площади, занимаемой Мировым океаном по широтным поясам. Стрелками показаны основные направления переноса вод, точками - главные гидрологические фронты: I - экваториальный, II - тропические, III - субтропические, IV - субполярные, V - полярные. Скорости основных течений (в см/с) показаны цифрами около стрелок

Рис. 3.9. Поверхностные течения океанов (зима Северного полушария), из А.П.Лисицына (1974): 1 - теплые, 2 - холодные, 3 - области развития внетропических муссонов, 4 - области развития тропических муссонов

Поэтому все течения, испытывающие то или иное существенное воздействие последних, называются геострофическими ("землевращательными"). Наиболее заметно воздействие вращательных сил на устоявшиеся течения, какими являются реки, океанические течения типа Гольфстрима и др., особенно текущие в меридиональном направлении: в Северном полушарии они отклоняются вправо, в южном - влево. Пассатные ветры направлены в Северном полушарии с северо-востока на юго-запад, в южном - с юго-востока на северо-запад, т.е. они как бы должны сходиться под углом на экваторе. Но они силой Кориолиса отклоняются на запад. Это отклонение и несовпадение с пассатными ветрами особенно заметно в порождаемых ими течениях воды в океанах - строго широтных, называющихся северными и южными пассатными океаническими течениями.

Пассатные течения испытывают дивергенцию, которая приводит к возникновению конвергентного экваториального противотечения, переносящего поверхностные водные массы в обратном, восточном, направлении. Пассатные течения, отгоняя воду от западных берегов континентов, являются причиной возникновения здесь самых крупных апвеллингов. С другой стороны, встречая на западе материки (их восточные берега) и испытывая отклонения, пассатные течения порождают одни из самых замечательных субмеридиональных, течений, из которых наиболее велики и изучены Гольфстрим и Куросио. В Южном полушарии аналогичные тепловые течения почему-то развиты слабее: Бразильское, Мыса Игольного (у юго-восточной Африки), течение Тонга - Новой Зеландии. Эти течения отклоняются на восток и образуют субширотные ветви самых крупных круговых движений поверхностных вод - океанических круговоротов первого порядка - течения западных ветров, проходящих примерно по 35-40° ю. ш. и 40-50° с. ш. В Южном полушарии с олигоцена, когда образовался пролив между Антарктидой и Австралией, действует, может быть, самое крупное на Земле - в десятки тысяч километров - циркумантарктическое (т.е. вокругантарктическое) течение восточного направления, т.е. тоже западных ветров. Им определяется широкий (в тысячи километров) пояс диатомовых осадков на океаническом дне.

Таким образом, в Тихом и Атлантическом океанах, распространяющихся на оба полушария, устойчиво существуют по два огромных антициклональных круговых течения, разделенных экваториальным противотечением. Как их составляющие (или обособленно от них) рассматриваются мощные западные (в Северном полушарии) пограничные (на границах континентов и океанов) течения (Гольфстрим и Куросио) и такие же по типу (т.е. тоже пограничные) восточные (в Южном полушарии) течения (Бразильское, Мыса Игольного у юго-восточной Африки и Восточно-Австралийское, или Новозеландское). Помимо этих теплых существуют холодные течения, особенно крупные в Южном полушарии, действующие вдоль западных берегов континентов: Перуанское, Бенгальское и Западно-Австралийское. В Северном полушарии таковыми являются Лабрадорское, Восточно-Гренландское, Курильское, или Ойясио (у северо-восточной Азии), и др. К северу от основного круговорота в восточной части Тихого и Атлантического океанов развиты меньшие, циклональные круговороты (Аляскинский, Северо-Атлантический) . Два круговорота действуют в Северном Ледовитом океане.

Циркуляция вод в северной части Индийского океана имеет региональные особенности, подчиняющиеся муссонным ветрам, меняющим свое направление на противоположное летом и зимой: западные rf юго-западные ветры сменяются на восточные и северо-восточные.

Более частные ветровые океанические течения возникают под влиянием местных климатических и геоморфологических факторов, а также турбулентного характера движения воздуха и воды. Вследствие этого мгновенная скорость в любой точке может сильно отличаться от средней.

Гольфстрим - наиболее изученное пограничное теплое течение - река в водных берегах, текущая, как это свойственно геострофическим течениям, не вниз по уклону, а перпендикулярно ему, так как сила Кориолиса действует под прямым углом к градиенту давления. Поэтому это течение параллельно изобарам и, как и ветры, обтекает области высокого или низкого давления. Гольфстрим обтекает "возвышенность" Саргассова моря, от которого поверхность моря понижается к востоку. Хотя начало и конец Гольфстрима определить точно не удается, но известно, что сильное течение проходит между Мексикой и Кубой, огибает п-ов Юкатан, описывает петлю в Мексиканском заливе и затем выходит в океан через Флоридский пролив. На протяжении 1200 км Гольфстрим прижимается к окраине Северной Америки и, только пройдя мыс Хаттерас, начинает меандрировать, отклоняясь к востоку, проходит южнее Ньюфаундлендской банки и пересекает Северную Атлантику. Гольфстрим образует крупные меандры, часто отрывающиеся от него и существующие до 3-5 лет с перемещением в том же направлении юго-восточнее основного течения. Последнее как единое шириной 125-175 км (ширина увеличивается по течению) течение прослеживается на 2500 км от мыса Хаттерас на северо-восток к Срединно-Атлантическому хребту, распадаясь далее на ряд струй. Глубина, считавшаяся в 200 м, в действительности больше. Если судить по резким флексурообразным изгибам изотерм высотой до 700 м, образующим холодную стенку над континентальным склоном, глубина Гольфстрима достигает 2000 м. Левый его край прижимается к этой стенке, несет теплые массы воды в холодных берегах. Правый край обозначен изгибом изотерм нечетко, намечается лишь противотечением, развивающимся также и слева. Максимальная скорость Гольфстрима, вероятно, достигает 2,5 м/с (9 км/ч) и фиксируется ближе к левому краю течения. Расход воды возрастает вниз по течению от 30x106 м3/с у Флориды до 100x106 м3/с у Большой Ньюфаундлендской банки.

Влияние Гольфстрима велико и многосторонне: приводит к расцвету жизни, к биогенной садке карбонатного, кремневого и органического материала по пути, снабжает кислородом глубокие слои воды, смягчает климат Северной Америки, Европы, Арктики и островов, что способствует пышному развитию наземной растительности, химическому выветриванию и усилению механической денудации континента.

Куросио во многом подобно Гольфстриму, отличается невыясненной пока странностью - почти регулярной двухвариантностью: в течение

ряда лет оно имеет простую траекторию в форме бумеранга (северо-северо-восточное направление течения сменяется на широте юга о. Хонсю на восточное), но потом по непонятным причинам в течение нескольких месяцев перестраивается на более сложную - с огромной (до 1 тыс. км в диаметре) меандрой, изогнутой на юг.

Неволновые течения разнообразны и важны. Главные из них- термогалинные глубинные меридиональные, стоковые, вертикальные сезонные, суспензионные и приливо-отливные, внутренние и донные.

Термогалинные глубинные меридиональные течения вызываются опусканием плотных холодных (до +ГС и ниже) и потому более соленых (замерзание выжимает соль из льда) полярных вод - антарктических и северо-атлантических (или арктических) и растеканием их по дну океанов к экватору и даже в другое полушарие (рис. 3.10). Механизм течений ясен не полностью, но можно считать, что в нем действуют как обычные течения, или адвекция, так и диффузия. О первом механизме свидетельствуют контурные течения, идущие у подножия континентального склона, например североамериканского, где они имеют заметную скорость (до 20 см/с), эродируют дно, сложенное дистальными турбидитами или планктонными осадками, переносят и отлагают пелит и алеврит, а в некоторых случаях, например при огибании препятствий, и тонкий песок. Эти отложения названы контуритами. При малой скорости таких течений возрастает доля диффузии в переносе вод и растворенных в них солей по типу распространения дыма в воздухе без его движения. Эту диффузию, распространяющуюся горизонтально, можно представить как систему мелких вихрей.

Рис. 3.10. Схема циркуляции придонных холодных вод (антарктических - 1 и арктических - 2) в океанах (по Б.К. Хизену и К.Д. Холистеру, 1971, из О.К.Леонтьева, 1982)

Литологическое значение глубинных донных меридиональных течений велико. Они снабжают придонные воды кислородом, содержание которого в них практически такое же (6 мг/л), как в поверхностных водах, что обеспечивает возможность жизни на дне, окисление соединений железа и марганца, из-за чего глинистые осадки приобретают красный цвет и формируются железомарганцевые конкреции и корки. Происходит подводное выветривание осадков.

Стоковые течения генетически различны. Одни из них можно рассматривать как разновидность термогалинных, например крупное течение высокосоленой (более 3,5%) тяжелой средиземноморской воды через порог Гибралтара и растекание ее на расстояние более 2000 км (рис. 3.11) на глубине более 1000 м в виде языка толщиной в несколько сотен метров.

Часто стоковые течения генерируются разницей в уровнях сообщающихся через порог водоемов. Вода как бы переливается, например из Азовского в Черное море, из Черного в Мраморное, далее в Эгейское и Средиземное. Часто при достаточной глубине порога образуется противотечение более соленой воды. Важный механизм - выпаривание . воды в мелководных заливах или морях пустынных зон. Например, в заливе Кара-Богаз-Гол вода почти всегда на 10 м ниже уровня Каспийского моря. Поэтому через песчаный бар шириной 5 км действует река, даже с порогами, и по ней поступает почти годовой приход воды в Каспий вместе с солями, взвесями, песком и животным миром. У впадения в залив формируется дельта диаметром до 10 км с каспийской фауной. Это стоковые отложения. Такая дельта в древних толщах может быть принята за обычную речную, и исследователь, не разобравшись глубоко в ее генезисе и палеогеографии, нарисует к западу от нее сушу, хотя там располагался морской бассейн. Другой пример подобных отложений - дельта в Сиваше из азовоморского материала. Стоковые течения обеспечивали в прошлом формирование мощных толщ солей в эвапоритовых бассейнах (см. гл. 8).

Вертикальная сезонная циркуляция воды происходит во всех водоемах, но особенно эффективна она в озерах. В них дважды в год - осенью перед замерзанием и весной при стаивании льда - вода проходит при охлаждении до +40C (температуры наибольшей плотности воды) или нагревании до +4°С через наибольшую плотность. Поэтому такая вода опускается (конвективно или диффузно) вниз, чем осуществляется перемешивание и снабжение придонных слоев воды кислородом, необходимым для развития жизни бентоса и нектона. В промежуточные сезоны образуются застойные режимы (стагнация), при которых происходят даже заморы рыб. Эффективная глубина перемешивания - десятки метров.

Рис. 3.11. Сток тяжелых высокосоленых (до 3,8%) средиземноморских вод (2), переливающихся через Гибралтарский порог (1) и растекающихся в Атлантическом океане (3) в нижней части водных масс

Суспензионные течения - замечательное и исключительно важное явление в водоемах. Их седиментологическое значение стало ясным лишь в 1950-1951 гг., когда Ф.Кюненом и К.Миглиорини они были генетически связаны с флишем. Другие называли эти спазматические, т.е. возникающие внезапно, как сели или снежные лавины, мутьевые, или мутевые, течения турбидитными (рис. 3.12, б), что дало и название генетического типа отложений, созданного ими, - турбидиты (рис. 3.12, а-г). Турбидиты на 100-50% слагают флишевые формации. Они встречаются и в других, главным образом глубоководных, формациях. Хотя суспензионные, или турбидитные, течения действуют почти во всех водоемах, в том числе в фиордах и даже мелких озерах, они типично развиваются и, главное, лучше сохраняются все элементы отложенных ими турбидитов только ниже базиса действия волн (сохраняются неперемытыми их тонкие илистые верхние части).

Полно развитые суспензионные течения возникают при: а) наличии достаточных масс рыхлого и илистого материала в неустойчивом (на склоне, на краю шельфа и т.д.) положении, б) амплитуде рельефа по крайней мере в сотни метров, чтобы мог развиться автокинетический (самоускоряющийся - под действием силы тяжести) процесс, приводящий к взвешиванию потока, т.е. отрыву от дна на каком-то отрезке пути, в) наличии трубообразных промоин - каньонов в крутом склоне (Леонтьев и др., 1973, 1975; Лакомб, 1974; Фролов, 1984; и др.), в которые обрушивается рыхлый материал, концентрируется при движении, ускоряется и катастрофически с большой скоростью (до сотен километров в час) передвигается, пока не будет вынесен из этого ущелья на равнину или пологое континентальное подножие, где, как и в пролювиальном потоке, довольно быстро потеряет живую силу и дифференцированно не осядет в виде градационно построенного многослоя, часто грубого внизу, песчаного в средней части и илистого вверху. Четвертое условие - толчок к свалу или обрушению - не обязательно, так как оно может произойти само собой, когда будет превзойден угол естественного откоса рыхлых накоплений или другой предел связности и устойчивости. Но чаще дело не доходит до этого созревания масс и их склона, а спусковым крючком становятся землетрясения, хотя бы отдаленные цунами или сильные шторма. В вулканических поясах такую роль выполняют пеплопады и лавовая нагрузка. При неграмотном "укреплении" берегов, например у Пицунды, человек может спровоцировать катастрофические суспензионные и щебнисто-глыбовые потоки тем, что подаст на берег вблизи вершины каньона большие массы якобы защитного материала.

Турбидиты практически лишены косой слоистости (за исключением редкой мелкой в середине многослоя), отличаются несортированностью внизу и улучшением сортировки выше с одновременным развитием четкой градационной горизонтальной слоистости и другими определенными структурными и текстурными признаками (см. рис. 2.7), не оставляющими сомнения в способе их образования. Дальность переноса суспензионными течениями осадочного материала - десятки и сотни километров (Фролов, 1984; и др.). Таким образом, это главный механизм переноса довольно грубого - песчаного, дресвяного и даже щебнистого и валунно-глыбового - материала на океаническое дно, появление которого долго интриговало геологов и чаще всего объяснялось ледовым разносом. Затрагивая стадию седиментации, можно отметить лавинный характер осадконакопления и большие разовые скорости его - до метра и больше за часы и дни.

Рис. 3.12. Турбидитные течения, турбидиты, контуриты:

а - глубоководный конус выноса у подножия континентального склона и его фации: 1 - проксимальная, грубофлишевая; 2 - средней части, нормального фли-ша; 3 - дистальная, тонкого флиша (стрелка показывает направление контурного течения); б - турбидитный, или суспензионный, поток, возникающий в каньоне и откладывающий градационный многослой - турбидит; в - элементарный турбидитный циклит, состоящий из пяти элементов (T1-T5) и венчающийся планктоногенными фоновыми нанопланктонными отложениями (Пл); г - схема Боума - идеальное представление об изменении состава турбидитного конуса от проксимальной части к дистальной - последовательное выклинивание нижних его элементов (дополнительно показано на профиле); д - упрощенная схема восточной континентальной окраины Северной Америки в районе плато Блейк и распространяющиеся у подножия континентального склона контурные течения (стрелки), размывающие дистальные и отчасти средние турбидиты и формирующие контуриты; е - деталь текстуры контуритов - косая слоистость мелкая, сантиметровая (по Б.К.Хизену и др., 1966)

 

Суспензионные течения повсеместны, где есть крутые склоны и массы осадочного материала. Геоморфологическое изучение морского дна обнаружило гигантские конусы выноса рек Ганга и Брахмапутры (до 4000 км протяженностью и до 2000 км шириной), Инда, Нигера, Конго, Амазонки, рек запада Северной Америки и Канады и т.д. Мощности осадков в них достигают 4000 м.

Приливо-отливные течения, совершающиеся дважды в сутки под влиянием притяжения Луны, захватывают мощную (до 1500 м) верхнюю зону океанов, перемешивают и усредняют состав воды, снабжают глубинные слои кислородом, транспортируют большие массы осадочного материала, особенно в прибрежной зоне, и определяют обстановку осадконакопления, в приливной зоне шириной до десятков километров: приливные равнины, мангры, эстуарии и заливы. Здесь формируется особый генетический тип - приливные отложения, имеющие исключительно важное историко-геологическое значение: если они достоверно установлены в древних отложениях, то можно считать доказанным существование океанов в этот период, так как даже в Средиземном море их практически нет: его размеры недостаточны для развития приливов и отливов. Максимальная высота приливов достигает 14-15 м, например в Северном полушарии на побережьях Кольского полуострова, Шотландии, Пенжинской губы Охотского моря и др.

Так как механизм приливов и отливов менее динамичен по сравнению с волновым, то приливные отложения могут сохраниться от перемывания только в достаточно защищенных участках побережий - за барами, гасящими большую часть энергии волнения, в заливах, эстуариях, лагунах. Энергии приливов и отливов чаще всего достаточно для переноса лишь илистого и негрубого песчаного материала, из которого формируются два морфологических элемента - песчаные равнины с характерной рябью, часто усеченной сверху, с косоволнистой слоистостью, и каналы стока, заполненные тонким илистым осадком, что является самым надежным диагностическим признаком для типа. Бывают каналы стока и с более грубым - песчаным и дресвяно-брекчиевым - заполнением. Исключительно обилбны следы жизни - ползания и зарывания, а так же следы птиц и других наземных животных. Обычны высокое содержание органического вещества гумусового и сапропелевого типов и обилие восстановленных аутигенных минералов (Фролов, 1984).

Движения воды происходят и в самой водной толще и на дне океанов и узких котловинных морей. Водная толща океанов - своеобразный слоеный пирог, состоящий из 4-5 слоев, отличающихся температурой, соленостью и другими океанологическими характеристиками и часто происхождением этих водных масс. Когда движения в этих слоях противоположные или несовпадающие, возникают наиболее крупные внутренние волны. Внутренние движения часто препятствуют осаждению тонкого взвешенного материала, и он нередко снова растворяется в холодных глубинных водах.

Донные движения разной скорости и направлений обнаруживаются по ряби течения, сфотографированной на дне океанов. Особенно характерны они для возвышающихся участков дна, на которых они препятствуют осаждению илистого материала. Поэтому осадки вершин поднятий и гор всегда более грубы и в какой-то степени сконденсированы. Часто это глобигериновые пески, а вокруг холма или возвышения всего в 1-2 м - илистые кокколитовые. Донные движения формируют фациальную пестроту осадков дна океана и морей. Лишь на дне котловин с застойным режимом осадки в полной мере монотонны и однообразны.

3.4. НАКОПЛЕНИЕ, ИЛИ СЕДИМЕНТАЦИЯ

Накопление, или седиментация, - обязательная стадия, ее проходят все осадки и породы. Осадочная порода начинает свою историю именно со стадии накопления, когда разобщенные компоненты соединяются друг с другом неповторимым в деталях образом на одной точке пространства. Осадок - это зародышевая форма горной осадочной породы (Гершанович, и др., 1972, 1975, 1981; Геология океана 1979; Емельянов и др., 1975, 1976, 1979, 1982; Задкова и др., 1975; Зернецкий, Мельник, 1978; Кац, 1971; Континентальный 1978; Лисицын, 1974; Литология1979; Металлоносные 1979; Мурдмаа, 1978; Накопление 1964; Батиальные1979; Процессы 1980; Mial, 1984).

Седиментация тесно связана с переносом (см. 3.3),и при описании последнего неизбежно рассматривались и осадки, и отложения разных генетических типов. Поэтому знакомство со стадией седиментации надо начинать с переноса. Седиментация отличается от переноса тем, что ведущей силой становится сила тяжести, поэтому движение осаждающегося тела приближается к падению свободного тела. При переносе, как было показано (см. 3.3), преобладало одностороннее давление переносящей среды (или силы) над силой тяжести и инерцией тела.

Осаждение в стоячей воде подчиняется формуле Стокса

v=2/9 g r2 (d1-d)/m

где v- скорость, см/с; r - радиус частицы шарообразной формы; d - уд. вес воды; d1 - уд. вес падающего тела; т - коэффициент вязкости воды, зависящий от температуры; g - ускорение силы тяжести. Так как вязкость холодной воды увеличивается, осаждение в ней замедляется: на 2,5% для частиц в 1 мм при изменении температуры от 20 до 0"С, на 63% - для частиц в 0,1мм, на 77% - для частиц в 0,1 и 0,001 мм (по Стоксу и Оссину, из Пустовалова, 1940, с. 251).

Приведем таблицы скоростей падения частиц в стоячей воде (табл. 3.11) и времени погружения частиц на 10 см (табл. 3.12), по Л.В. Пустовалову (1940, с. 250 и 251). Скорости и время осаждения, данные в таблицах, являются физическими, идеальными. Геологические же параметры часто сильно отличаются, особенно для тонких частиц, реальное время осаждения которых из-за движения воды, не шаровой формы и других факторов увеличивается, так что приходится его оценивать опытно, беря пипеткой пробы с определенной глубины или измеряя диаметр частиц со дна бассейна или мерного бокса. Частицы менее 0,001 мм практически уже не осаждаются, так как броуновское движение почти уравновешивает силу тяжести. Кроме этого, даже теоретическое время осаждения настолько велико, что у этих частиц нет никаких шансов пройти, не растворившись, всю толщу воды в 1 -5 км и более. Однако они все же осаждаются, но не порознь, а в агрегированном виде - комками размером 0,01-1 мм и крупнее. Такую большую геологическую работу проделывают организмы - фильтраторы и другие, которые, пропуская через себя воду, извлекают питательные компоненты, а ненужное собирают в виде комочков - пеллетов, или копролитов.

Таблица 3.11 Скорость осаждения частиц разного размера при t - 15°С

Диаметр частиц, мм

Скорость падения, мм/с, при 15°С

Диаметр частиц, мм

Скорость падения, мм/с, при 15°С

1,0

100

0,05

2,9

0,50

53

0,01

0,154

0,30

32

0,005

0,0385

0,20

21

0,001

0,00154

0,10

8

0,0001

0,0000154

Таблица 3.12 Время, необходимое для погружения частиц на 10 см

Диаметр частиц, мм

Время падения частиц на 10 см

Примечания

1,0

Ic

грубые дисперсии

0,1

12,5 с

 

0,01

10 мин 49,3 с

 

0,001

18 ч 02 мин 15 с

 

0,0001

75 дней Зч 45 мин

 

0,00001

2 года 29 дней

коллоиды

0,000001

2081 год 331 день

 

Разные формы переноса определяют и разные способы осаждения - механические, химические и биологические. При этом происходят два общих, но взаимно противоположных процесса - смешение (интеграция) и разделение (дифференциация) осадочного вещества - компонентов осадков. Каждая осадочная порода есть результат интерференции этих процессов, соотношение которых варьирует и в значительной степени индивидуально.

Понятие об осадочной дифференциации вещества сформулировал Л.В.Пустовалов (1940, с. 253 и далее): это "разобщение составных частей изначальных пород, происходящее в зоне осадкообразования" (с. 254), называвшееся им "седиментационной дифференциацией". "В зависимости от характера сил, приводящих к разделению вещества, можно различать механическую и химическую осадочные дифференциации" (с. 255). Понятие об осадочной интеграции вещества не имеет определенного автора, оно возникло как реакция на некоторую односторонность понятия о дифференциации и дополняет последнее, представляя осадочный процесс диалектично и полно. Под осадочной интеграцией понимают объединение, или смешение, вещества из разных источников и разного генезиса в зоне осадкообразования и накопление в той или иной мере смешанных осадков. Результатом дифференциации обычно является более или менее чистый однородный осадок.

Однако при более пристальном рассмотрении дифференциация и интеграция нередко идут в одном направлении и приводят как к мономинеральным, так и к смешанным осадкам. Например, кварцевый песок с одной стороны, продукт далеко зашедшего процесса дифференциации и отбора в осадок только кварцевых зерен. Но, с другой стороны, в не меньшей мере здесь совершалась и интеграция разнородных (происходящих из разных источников) кварцев, что и устанавливается при тщательном изучении типов зерен. Пример показывает, что более заметна дифференциация - чистотой состава осадка. И чистые хемогенные осадки, например кремневые, кажутся лишь отдифференцированными, хотя в них химическим или биологическим способом объединен эндогенный и экзогенный кремнезем. Эта смешанность состава, возможно, позже может выявляться анализом изотопов. В настоящее время мы воспринимаем чистую яшму или кремень как отдифференцированное образование.

Чистота состава осадков, привлекающая внимание и с экономической стороны (как полезных ископаемых), воспринимается так же, как концентрация вещества, а интеграция - как его рассеяние, хотя на примере кварцевых песков и химических осадков было видно, что последнее выливается и в концентрацию вещества.

Дифференциация вещества начинается еще в стадию выветривания, продолжается при переносе, а также в диагенезе и в последующих стадиях. Но главным образом она совершается в стадию седиментации.

3.4.1. Механическая дифференциация

Сущность механической дифференциации проста: переносимый материал обычно выпадает из путей миграции не сразу, а в последовательности, определяемой скоростью течения, размером зерен, их формой и удельным весом обломков (рис. 3.13). Таким образом, следует различать механическую дифференциацию по каждому из этих свойств вещества.

Дифференциация по размеру обломков (рис. 3.13, а) универсальна, хотя по степени варьирует от нулевой (осадки недифференцированы) до весьма высокой (осадок, обычно песок, состоит из почти равновеликих зерен). В природе, однако, никогда не осуществляется идеальная равнозернистость механических осадков. Даже в очень хорошо сортированных песках, например аптских в разрезе Ленинских гор Москвы, содержание фракции стандартного размера (в данном случае 0,25-0,1 мм) не превышает 80%.

Рис. 3.13. Механическая дифференциация по размеру (а) и удельному весу (б; аи б - из Л.В. Пустовалова, 1940) и ее выражение в гранулометрическом составе осадков - кривыми распределения (в) и кумулятивными кривыми (г)

Осадки: 1 - несортированные, т.е. недифференцированные, 2 - слабо дифференцированные, или слабо сортированные, 3 - средне-, 4 - хорошо и 5 - очень хорошо дифференцированные (или сортированные), б - смешанные, возникшие в результате интеграции материала двух потоков, в каждом из которых материал был довольно хорошо отдифференцирован (или отсортирован)

При механической дифференциации частицы из потока выпадают в последовательности от крупных ко все более тонким, что документирует ослабление скорости течения (Механическая 1978). При его остановке осаждается и самый тонкий, пелитовый, или глинистый, материал, который, однако, снова взмучивается и перемещается при возникновении нового движения воды, если он не успел приобрести некоторое сцепление частиц. Сортировка улучшается при небольшой насыщенности (или нагруженности) потока осадочным материалом, длительности переноса течением или перемывания осадка волнением (и перевевания ветром) и при стабильности сортирующего фактора. Крайний случай перегруженности потока осадочным материалом - сели или турбидиты. Они нередко имеют даже состояние пульпы или грязещебнистого потока как бы с подчиненной по объему жидкой фазой. Сортировки при отложении этого материала не происходит, так как отлагается он сразу, при почти мгновенной потере живой силы потока на равнине перед ущельем, или каньоном. В горных реках с постоянным течением материал уже сортируется, но еще несовершенно из-за нагруженности потока. Поэтому сортировка галечно-песчаного аллювия горных рек, остается плохой или средней. Наилучшей она становится в аллювии равнинных рек, но по сравнению с морскими отложениями оценивается как средняя, реже как хорошая. При большей нагруженности потока, например при паводках и наводнениях, сортировка ухудшается.

В волновой зоне бассейнов дифференциация осуществляется более сложным комплексом волновых и потоковых движений воды,что приводит к разнообразию и пестроте типов осадков по сортировке: от плохих до весьма хороших. При этом на пляже, даже на волноприбойном откосе, могут быть не только хорошо, но и средне сортированные пески и галечники. Как и в речных потоках, максимальная сортировка, видимо, осуществляется в песках, а в более грубых осадках при прочих равных условиях она снижается. Снижение сортировки наблюдается и в илистых осадках, хотя проявление этой тенденции не так ясно, и тонкие осадки оцениваются больше по отмученности от зернистого материала. Тонкоотмученные глины, содержащие песчаного или алевритового материала меньше 5-10%, редки (бблыпая часть пелагических красных глин, некоторые глины верхов турбидитовых циклитов и др.). В прибрежной приустьевой зоне сортировка часто ухудшается за счет массовой коагуляции коллоидов, при осаждении которых увлекается на дно и значительная часть более грубых зерен. Здесь проявляется уже интеграция материала.

Результаты дифференциации по размеру хорошо выражают гистограммы гранулометрического состава и кумулятивные кривые (см. рис. 3.13, в, г). Гистограммы, или кривые распределения, варьируют от растянутых по оси абсцисс (ось размерностей зерен), без максимумов или с неясно выраженными многими максимумами - вершинами (полимодальные кривые) - у пролювия, грубых турбидитов и других несортированных осадков - до все более сжимающихся, все с меньшим разбросом, или дисперсией, размерностей, и все более высоких и мономодальных, отвечающих очень хорошей сортировке (при достижении ординаты 65-70 % на участке какой-то одной стандартной фракции), что выражается малым стандартным отклонением или большим эксцессом (см. ч. II, гл. 13). На всех стадиях дифференциации материала по размеру зерен, поднимающегося по шкале гранулометрической зрелости все выше, последняя может как бы регрессивно ухудшиться - чаще всего при смешении, или интеграции, материала из разных источников, например при впадении в реку притока, поставившего иной по размерности материал по сравнению с фоновым, т.е. материалом главного потока. Двувершинность кривых распределения - четкий признак таких смешанных осадков, часто слагающихся двумя группами зерен с выпадением промежуточных размеров (рис. 3.13, в, б).

Дифференциация по удельному весу - один из способов образования россыпей золота, платины, цирконов, магнетита и других тяжелых минералов. Различия удельных весов золота (19) и кварца (2,65; см. рис. 3.13, б) более чем 7-кратные. Следовательно, в 7 раз более крупные силикатные обломки будут гидравлически равновелики золотинкам. Поэтому часто месторождения россыпного золота находят в конгломератах. В аллювиальной толще россыпи концентрируются в ее нижней части, называемой "песками", и в верхней части коренных пород - "плотика", а вышележащие пески, называемые старателями "торфом", обычно бедны этими зернами. Перемещаются россыпные зерна практически только в паводки и осаждаются в нижней части плесов, где дно начинает подниматься (мелеть), и сразу за перекатами, где турбулентность замедляет у дна течение. Обогащение происходит в основном по типу конденсирования на месте при вымывании более легких зерен.

То же самое происходит в водоемах, но отличия в гидродинамике порождают и другие россыпи, например в волновой приурезовой зоне на пляже (Аксенов, 1972; Перемещение 1965 и др.). Здесь образуются крупные месторождения цирконов, рутила, монацита, ильменита, магнетита, касситерита и других силикатных и окисных минералов. Тяжелые минералы обычно концентрируются на месте при перемывании, как и при ветровом выдувании легких зерен, реже - при транспорте вдоль-береговыми потоками.

Таким образом, при дифференциации, или сортировке, зерен по удельному весу происходит их концентрация или обогащение ими осадков, реже - образование почти мономинеральных песков, например магнетитовых на берегах вулканических островов. Но чаще всего здесь имеет место смешение материала. Кроме того, хотя из путей миграции сначала выпадают более тяжелые зерна, но часто они проносятся даже дальше легких, поскольку обладают большей инерцией движения.

Своеобразны россыпи самых легких зерен, например янтаря (уд. вес 1,07). На современном пляже Калининградской области кусочки янтаря во много раз больше песчинок кварца и являются порфировидными включениями. После каждого шторма они выбрасываются на пляж, но тонкие обломочки сбрасываются глубже.

Интеграция происходит при наложении друг на друга дифференциаций по размеру и удельному весу (см. рис. 3.13, а,б), а также по форме.

Дифференциация по форме заключается в том, что из путей миграции при ослаблении потока выпадают сначала изометричные, особенно шарообразные зерна, потом призматические и дальше всех уносятся пластинчатые слюдистые. Последние захороняются чаще всего в более тонких, чем их размер, осадках - в алевритах и глинах. Это же относится и к плоским растительным остаткам и раковинам беспозвоночных или их обломкам. Дифференциация по форме накладывается на другие механические дифференциации, и это приводит к новому акту смешения.

В результате комплексной механической дифференциации и сопровождающей ее интеграции возникают различные по крупности осадки - от валунных до глинистых, в разной степени обогащенные тяжелыми минералами. В последние годы открыто казавшееся раньше невозможным и противоестественным обогащение тончайшим золотом глинистых осадков. Но остается сомнение в решающей роли здесь механической дифференциации. Если и действовала дифференциация, то, возможно, больше химическая, а также интеграция, вероятно даже доминирующая.

3.4.2. Химическая дифференциация

Если сущность химической дифференциации - разделение в путях миграции веществ по химическому составу и образование более или менее чистых хемогенных осадков - понятна и проста, то порядок осаждения и причины, или силы, управляющие этим разделением, спорны и сложны.

Идеи химического разделения веществ в зоне осадкообразования высказывались почвоведами, а затем в 20-30-х годах геохимиками В.М. Гольдшмидтом (1931) (рис. 3.14, а), А.Е. Ферсманом (1934) и другими, литологом Л.В. Пустоваловым (1934). Но термин "химическая дифференциация" и четкую формулировку его дал Л.В. Пустовалов только в 1940 г. Химическую дифференциацию он фактически сводил к последовательному выпадению из путей миграции соединений в порядке возрастания их растворимости (рис. 3.14, б,в), т.е. геохимической подвижности. Так, еще на континенте из путей миграции выпадает основная часть растворенного железа, а более растворимые соединения марганца сдвинуты в сторону моря, и их главные месторождения (Никополь, Чиатура, Лаба, Мангышлак, Восточный Урал и др.) приурочены не к континентальным, а к прибрежно-морским осадкам, где они часто ассоциируются с кремнеземом (спонголитами). Основная масса кремнезема также выпадает не на суше, а в прибрежной зоне моря, может быть, более мористой по сравнению с марганцевой: диатомиты, радиоляриты, спонголиты, трепела, опоки. Часть кремнезема связывается с соединениями железа и глиноземом и дает силикаты железа (глауконит, шамозит и др.), в которых нередко преобладает двухвалентное железо, более подвижное, чем его трехвалентная форма. Внешне и далее все стройно: если глауконит чаще связан с песчаной фацией осадков, шамозит - с алевритовой, то сидерит, уже только двухвалентное железо, - с глинистой. Позже и дальше от берега выпадает карбонат кальция, что доказывается его смешением с самыми тонкими продуктами механической дифференциации - глинистым веществом (мергели), и расположением дальше от берега зоны чистых известняков. Следовательно, здесь иссякает поток терригенного вещества даже в самой подвижной форме. Поскольку соединения магния в карбонатной форме более растворимы, они должны выпадать после извести, что и определяет их место в ряду подвижности. Это доломит, который в большей своей массе осаждается при повышенной солености. При дальнейшем возрастании солености осаждаются гипс или ангидрит, а затем хлориды - галит, другие сульфатно-галлоидные соли - калия, магния, натрия.

Рис. 3.14. Схема химической дифференциации вещества при переносе и осаждении:

а- разделение вещества (по В.М. Гольдшмидту, 1931; из Л.В. Пустовалова, 1940) ; б - схема осадочной дифференциации в верхнепермском море в направлении от Урала к г. Казани (по Л.В. Пустовалову, 1937): 1 - продукты механической дифференциации; 2 - продукты химической дифференциации; в - схема осадочной дифференциации вещества (по Л.В. Пустовалову, 1934-1937)

Л.В. Пустовалов видел подтверждение своей схемы химической дифференциации в верхнепермских отложениях восточной части Русской платформы - от Урала до Казани (см. рис. 3.14, б). Кроме того, он максимально обосновал это химическими данными (1940, с. 262-263, 275 и др.). Впервые непонятный калейдоскоп осадочных образований получил стройное обоснование, и в нем вскрылась своя логика, а геологи-практики получили метод поисков месторождений полезных ископаемых. Схема была принята геологами сразу как в СССР, так и за рубежом. Положительное значение идей и схемы осадочной химической дифференциации Л.В.Пустовалова для становления литологии и всей геологии трудно переоценить. В учебниках по полезным ископаемым она воспроизводится до настоящего времени.

Парадокс состоит в том, что схема сразу же подверглась справедливой критике, которая была обобщена на первом Всесоюзном литологическом совещании и особенно в трудах Н.М.Страхова (1951-1963). Во-первых, в схеме недоучитывается влияние климата, играющего не меньшую, а может быть, и большую роль, чем тектонический фактор. Им определяется состав осадков суши, а также в большей мере и океанов как непосредственно, через широтную (климатическую) зональность, так и через материал, сносимый с суши. Поэтому ряд химической дифференциации Л.В.Пустовалова получился вообще нереальным: нигде на Земле нельзя найти фациального профиля, который бы начинался рудами железа и заканчивался эвапоритами, т.е. солями. Это искусственный ряд, в котором смешаны отрезки совершенно разнородных последовательностей - самостоятельных рядов дифференциации гумидного и аридного климатов. Вероятно, чувствуя эту искусственность, Л.В.Пустовалов пытался выйти из нее еще более искусственными построениями - отрывом от соответствующего этапа развития фазы выпадения солей, нередко им отодвигавшуюся на десятки миллионов лет после выпадения начальных и средних компонентов ряда в конец геотектонического цикла или даже в новый цикл (из каледонского в герцинский и т.д.). При этом не учитывалось, что растворенный материал в океане быстро обезличивается, смешиваясь с огромными запасами солей в гидросфере. Лишь климат регулирует выпадение не только хлоридов и сульфатов, но и большинства карбонатов, а также проявляется и в судьбе терригенного материала. Н.М.Страхов показал, что надо разрабатывать самостоятельные схемы дифференциации для всех типов литогенеза, так как одной схемой их не описать. Например, угли, бокситы, латеритные железные руды образуются только в гумидном климате, а медные, свинцовые и цинковые руды, доломиты, соли - только в аридном.

Во-вторых, недоучитывается жизнь и органическое вещество. Л.В.Пустовалов, как и многие другие геохимики, считал, что жизнь только тогда существенно проявится в седиментологии, когда будет в согласии с химическими условиями и химической дифференциацией. Например, биогенная садка кремнезема, извести и других биогенных компонентов будет эффективной лишь при насыщении ими морской воды. В противном случае вода все равно сведет на нет работу биоседиментации, растворив осадок. Это яркий пример беспомощности точных наук, не способных подняться выше, до правильной оценки биологического или геологического уровня организации материи, и понять явления и процессы, которые кажутся им невозможными и запрещенными и которые обусловлены комбинацией многих независимых факторов или действием одного, антиэнтропийного фактора, например жизни. Последняя создает осадок и в агрессивной (например, недонасыщенной этим компонентом) среде, если выделяет его в массовом количестве (рифы, кремневые осадки и др.), и, кроме того, может менять химизм среды, т.е. сама является первичной химической доминантой (Биогеохимия 1983; Биология 1977; Биохимия 1983; Богоров, 1974; Бордовский, 1964; Куллини, 1981; Керрингтон, 1966; Формирование 1973). Пышный расцвет жизни определяется многими факторами, а химики нередко выбирают в качестве доминирующего (определяющего) второстепенный. Например, наличие в морской воде кремнезема или извести для построения скелета. Они считают, что если вода ими не насыщена, то раковины после осаждения растворятся, да и сам биос не будет развиваться в массовом количестве. На самом деле доминирующими факторами для развития жизни являются питательные вещества, температурные и газовые условия. А материал для скелета они добудут, даже если его нет в воде. Например, они могут разлагать силикаты взвешенных глинистых частиц и строить свой кремневый скелет, как это доказали опыты с диатомеями, развивающимися в дистиллированной воде с глинистой взвесью. Кроме того, биогенные кристаллики часто защищены кератиновыми и другими оболочками, затрудняющими их растворение в агрессивных средах.

Органическое вещество в осадке определяет почти все процессы сингенеза и диагенеза и новое минерало- и породообразование.

В-третьих, в схеме не учитываются формы переноса реками основных компонентов осадка и конкретные механизмы их осаждения. Это не обязательно кристаллизация или осаждение из истинных растворов, а коагуляция коллоидных растворов, концентрация в осадке в стадию сингенеза и диагенеза и конденсация при перемыве, выпадение из механических взвесей (руды железа, марганца и др.) и т.д. Все это создает концентрации соединений в разных фациях поперечного профиля берег - центр водоема. Часто химически выделившаяся твердая фаза распределяется и осаждается дальше уже по законам механической дифференциации.

В-четвертых, химическая дифференциация определяется наличием конкретных геоморфологических ловушек, которые перехватывают материал на разных отрезках пути, например глиноземный - в карстовых воронках, железорудный - в лагунах и других западинах дна, а это не учитывается в схеме. Если над какой-то точкой морского дна образовалась твердая фаза (например, известь при пересыщении ею морской воды) , это не означает ее выпадение в осадок. Если нет ловушки, твердая фаза будет сброшена в более глубокие зоны.

В-пятых, влияние тектонического режима оценивается односторонне, часто переоцениваются активные его стадии и недооцениваются пассивные, во время которых формируется большинство хемогенных и рудных образований.

Можно было бы продолжить перечень факторов осадконакопления и химической дифференциации, которые существенно меняют последовательность выпадения хемогенных осадков, предусмотренную в схеме Л.В. Пустовалова. Но отметим ее общую слабую методологическую сторону - автогенетичносты фактически единственной причиной химической дифференциации автор считает собственные свойства вещества и химических элементов, а более узко - их растворимость. Выше мы видели, как много других факторов управляют ею, часто действуя в разных, в том числе и противоположных направлениях. Все это определяет сложность и многообразие процесса осаждения и его малую предсказуемость. Теория химической дифференциации Л.В.Пустовалова превращается фактически в теорию автогенеза, как бы данную на все времена и на все условия и обстановки.

Рис. 3.15. Общий фациальный профиль аутигенного осадкообразования во влажном (а,б) и засушливом (в,г) климате, по Н.М.Страхову (1952). Орг.в-во - органическое вещество (угли, горючие сланцы, торф и др.); Р.з. -редкие земли; горюч.сл. -горючие сланцы; дол. -доломиты

 

В химической дифференциации следует различать две фазы: 1) выпадение из раствора в твердую фазу и 2) переход из путей миграции в осадок - собственно накопление, или седиментацию. В целом накопление определяется климатом, рельефом и тектоническими условиями, свойствами самого вещества и физико-химическими условиями (рН, Eh, концентрация вещества и его состав и др.), формами переноса, биосом и органическим веществом вообще, режимом и скоростью седиментации, разбавлением другими компонентами (интеграцией), сингенезом и др. (Алекин, 1966, 1970; Беляева, 1980; Бруевич, 1978; Вейль, 1977; Виноградов, 1967; Волков, 1984; Гаррелс, Крайст, 1968; Хорн, 1972).

Учитывая многие из этих факторов, Н.М.Страхов (1960-1962) предложил раздельные схемы дифференциации для гумидного и аридного типов седиментогенеза (рис. 3.15, а,б). Он различает кларковые и рудные концентрации веществ в осадках, которые часто имеют разные законы распределения и способы накопления (Кеннет, 1987; Климатическая 1981; Исследования ..., 1979). Фациальный профиль аутигенного осадкообразования гумидного типа (рис. 3.15, а,б) с девона доныне начинается бокситами на континентах и в прибрежной зоне, за которыми следует максимум углей в прибрежной зоне, рудные накопления железа, фосфора, марганца, доломитов, известняков, также тяготеющих к прибереговой зоне моря или шельфу вообще. На внешнюю часть шельфа и верхнюю часть материкового склона падают максимумы кремненакопления (спонголиты, диатомиты, радиоляриты) и горючих сланцев. Все кларковые накопления имеют максимумы в центральных частях океанов и морей, причем для извести они фактически становятся и породообразующими (кокколитовые, фораминиферовые и птероподовые илы).

Хотя последовательность многих осадков повторяет схему химической дифференциации Л.В.Пустовалова, видны и существенные отличия. Во-первых, в ней указаны начальные образования - угли и бокситы, а также фосфориты, горючие сланцы. Во-вторых, показаны несколько максимумов для бокситов, горючих сланцев, силицитов и известняков, причем максимум накопления последних оказывается сдвинут к берегу по сравнению с кремневым и совпадает с железорудным. В-третьих, последовательность выпадения доломитов и известняков иная; первые осаждаются раньше, еще в лагунной области, а не так, как это показано на схеме Л.В.Пустовалова. В целом более сложная картина дифференциации биохемогенных осадков более правильна, реалистична и отражает многофакторность седиментогенеза. В гумидной зоне последний остается незавершенным: не все, что мобилизовано в корах выветривания или подано гидротермами, реализуется в виде осадков. При обилии влаги наиболее растворимые соединения - сульфаты и галоиды, а также значительная часть карбонатов - остаются в гидросфере, пополняя ее солевой состав.

В засушливом климате схема дифференциации иная (рис. 3.15, в,г). Отсутствуют гумидная рудная триада (алюминий, железо, марганец) и угли, но развивается своя, медно-полиметаллическая (медь, свинец, цинк) рудная триада, характерная для красноцветных формаций (Глазовский, 1987; Страхов, 1962, 1963). Правда, они почти не образуют пород, и рудный компонент остается небольшой примесью к карбонатным, глинистым или песчаным породам. Но из-за низких кондиций они тем не менее представляют крупные залежи руд типа медистых песчаников и других рудных формаций. Рудных концентраций достигают горючие сланцы, кремневые и особенно карбонатные осадки, а также фосфориты, которые не отмечены в схеме Н.М. Страхова. И здесь доломит сдвинут относительно известковых осадков в лагунную область, хотя в докембрии и нижнем палеозое он накапливался и в центральной части морей, вероятно все же ограниченных, неокеанических размеров. Еще более приконтинентальны соли - сульфатолиты и хлоридолиты, хотя они накапливались не только в типично лагунной, но и в центральной части морей, впрочем небольших размеров. Образование фосфоритов в аридной зоне не уступает по масштабам гумидным фосфоритам и совершается в заливной и проливной частях неглубоких наплитных морей, какие были типичны для Северной Африки в позднем мелу и палеогене (Марокко, Алжир, Тунис и др.). Осадочный процесс в засушливых областях полностью завершен: все, что мобилизовано, выпадает в осадок, включая и самые растворимые соединения.

Осадочная химическая дифференциация вулканических или гидротермальных областей - самостоятельный тип, отличающийся от гумидного ряда иным набором соединений и обратной геохимической зональностью: у выхода источников часто отлагаются закисные, например сульфидные, соединения, а по мере их разноса они все более окисляются (Гидротермальные 1974; Мархинин, Стратула, 1977; Набоко, 1959, 1963; Никитина, 1979; и др.). Ряд заканчивается окисными формами, например лимонитовыми рудами и железомарганцевыми конкрециями и корками (ЖМК). ЖМК формируется как на кларковом, так и на аномально повышенном фоне этих накоплений (рис. 3.16). Между фацией сульфидов железа, меди, свинца, цинка и других металлов, арсенидов и сурьмяных соединений и окисной фацией располагаются, часто весьма тесно, на небольшом пространстве (километры - первые десятки километров) , фации серы (или сульфуритов), сульфатов, каолина, опалитов (трепела, порцелланиты, кремни, яшмы). Но часто, разбавляясь поверхностной водой, гидротермальные выносы растворов обезличиваются в общем солевом составе гидросферы.

3.4.3. Скорости осадконакопления и методы их оценки

Скорости накопления осадков черезвычайно показательны, так как в обобщенном виде они дают информацию о климате, тектоническом режиме, геоморфологии, биопродуктивности и других процессах на Земле и в ее экзосфере.

Рис. 3.16. Схема осадочной дифференциации в вулканогенно-осадочном типе литогенеза

Существуют два способа количественной оценки скорости осадконакопления: относительный и абсолютный. По первому способу скорость выражается в процентах или промилле, т.е. сотых или тысячных долях относительно суммы компонентов, принимаемой за 100%, или за 1000%о. Таким образом, расчет ведется на осадок в целом. Хотя это привычный способ выражения содержания компонента в осадке, но он имеет существенные недостатки при оценке накопления. Например, скорость продуцирования планктоном известковых раковинок и их поступление на дно на шельфе и в центральной части бассейна одинаковы, но в осадке в первом случае может быть всего 2%, а во втором - 98% извести (рис.3.17). Такое извращенное (как бы в 49 раз отличное по скорости осадконакопление) представление о соотношении скоростей объясняется разбавляющей ролью других, например терригенных, компонентов: у берега их накапливается значительно больше, чем карбонатных, и последние теряются среди терригенных, сильно их разбавляющих. В действительности скорость накопления и карбоната у берега значительно большая, чем в центральной части бассейна, особенно в океане, но это выявляется другим методом - методом абсолютных масс.

Рис. 3.17. Соотношение накопления терригенного силикатного вещества и извести на фациальном профиле от берега к центру океанов, демонстрирующее различия процентного (относительного) и абсолютного (метода абсолютных масс) выражения содержания компонентов

 

Рис. 3.18. Распределение абсолютных масс осадочного материала в Тихом океане для голоцена ( в г/см /1000 лет), по А.П, Лисицыну (1974):

1 - менее 0,05; 2 - от 0,05 до 0,2; 3 - от 0,2 до 0,5; 4 - от 0,5 до 2,0; 5 -более 2,0; б - полосы аномального осадконакопления близ хребтов; 7 - простирание основных хребтов на суше; 8 - границы водосбора океана; 9 - границы областей бессточных и внутреннего стоков; 10 - области четвертичного оледенения; 11- твердый сток рек, млн т

Методом абсолютных масс, или способом выражения в "открытой системе", впервые пользовался Н.М.Страхов, который превратил его в один из основных способов выявления закономерностей седиментации. Он широко используется А.П.Лисицыным и всеми морскими литологами. Сущность метода заключается в оценке поступления за определенное время (чаще всего за 1000 лет) на 1 см" дна моря осадка в граммах или в миллиметрах мощности, т.е. в абсолютных (а не относительных) величинах. Здесь, таким образом, исключается разбавляющее влияние других компонентов, которые осаждаются одновременно с данным и с ним интегрируется. А.П. Лисицын (1974, 1978, 1988), Ю.А. Богданов, Е.М.Емельянов (1982 и др.) и другие океанологи строят карты изолиний абсолютных масс (рис. 3.18), показывающие распределение скоростей седиментации в целом и по отдельным компонентам (рис. 3.19, 3.20).

Рис. 3.19. Скорость осадкообразования в Мировом океане (мм/1000 лет):

1 - менее 1; 2 - от 1 до 10; 3 - от 10 до 30; 4 - от 30 до 100; 5 - более 100; 6 - - данные отсутствуют

Скорости накопления осадков меняются от нулевых, когда на отдельных участках дна вообще не происходит седиментация (здесь развиваются элювиальные процессы), или даже отрицательных, когда происходит размыв осадков, до весьма высоких - 20 000 мм/год (шельф Бирмы) и больше. А.П.Лисицын предложил выражать эту скорость в единицах Бубнова (сокращенно Б), по имени немецкого геолога русского происхождения С.Н.Бубнова, много занимавшегося оценкой скоростей седиментации. 1 Б отвечает накоплению 1 мм осадка за 1000 лет.

Минимальные скорости - от 0,1-0,2 Б (0,1-0,2 мм/1000 лет) до 3-5 Б (3-5 мм/1000 лет) - приходятся на красные океанические глины. Диатомовые и радиоляриевые илы накапливаются в 10-20 раз быстрее, а глобигериновые - в 20-300 раз быстрее (скорость их до 30-60 Б). Максимальные скорости отмечены в устьевых частях рек и прилегающих зонах морей и океанов: в Бенгальском (свыше 20 000 Б) и Персидском (5000 Б) заливах, устьях Ориноко, Миссисипи, Нигера (3000-10 000 Б), Куры (6000 Б) и т.д. Во внутренних морях скорости часто на 1-2 порядка выше океанических. В Черном море в прибрежной зоне обычны скорости в 100-400 Б (хотя в центре они близки к океаническим - 12-40 Б), а в Каспийском от 200-400 Б на восточном шельфе до 6000 Б - на западном и 200-400 Б в котловине Южного Каспия. В Средиземном море скорость накопления главным образом карбонатных осадков 40-200 Б, в Охотском (терригенные и диатомово-терригенные осадки) - от 25-30 до 100-500 Б у подножия континентального склона и в Южно-Курильской котловине. На шельфе океанов скорости крайне неравномерны, например в Атлантическом океане от 50 до 10 ООО Б (во впадинах и ловушках). Седиментацию с большими (свыше 1000 Б) скоростями осадконакопления А.П. Лисицын назвал лавинной. Термин двусмыслен, так как с ним более естественно связывается способ осадконакопления типа снежных лавин, например турбидитовый.

Рис. 3.20. Донные отложения Мирового океана (по А.П. Лисицыну, 1974):1 - прибрежные и шельфовые, главным образом терригенные; 2 - коралловые; 3 - гемипелагические, преимущественно терригенные,а также вулканогенные и айсберговые; 4 - фораминиферовые и другие известковые; 5 - диатомовые; 6 - диатомово-радиоляриевые, 7 - красная глина

 

Скорости накопления красных океанических глин и приустьевых зон тропических рек отличаются более чем на 6 порядков, что дает в руки литолога и тектониста хороший способ оценки климатического, геоморфологического и тектонического факторов седиментации и восстановления их для древних эпох.

Следует отличать разовые скорости накопления осадков, например мощности слоя, отложенного пеплопадом, турбидитом (до 1-2 м за несколько часов и больше), паводком реки, обвалом (до 100 м и более за минуту), штормовым прибоем (до 1-3 м за несколько дней), от суммарной, оцениваемой за длительные отрезки времени (тысячелетия - миллионы лет). Последняя всегда значительно меньшая. Объяснение - не только в сокращении толщины слоя при уплотнении и отжатии воды или при растворении, но главным образом во внутриформационных и сингенетичных размывах.

Осадконакопление, несмотря на кажущуюся равномерность и постепенность, в действительности почти всегда неравномерно и прерывисто. Оно совершается пульсационно, и фазы накопления чередуются с более длительными перерывами, а часто и размывами. В результате такой пульсационности и спазматичности - от мелкой событийной (ливни, шторма, землетрясения) и сезонной - годовой до крупнопериодной (вековой и более длительной) - образуются четко ограниченные поверхностями напластования слои-пласты, являющиеся как бы естественными квантами седиментации, нарезанными природой геологическими телами. Эти тела группируются в многослои - естественные парагенезы, чаще всего предстающие как элементарные и более сложные циклиты. Анализ этих многослоев и отдельных слоев - основной и необходимый метод познания стадии осадконакопления за длительные периоды.

3.5. ДИАГЕНЕЗ

Большинство литологов и геологов понимают диагенез, по Н.М. Страхову (Методы 1957, с. 7-28; Страхов и Логвиненко, 1959), как стадию превращения осадков в горные породы или, если подходить минералогически, как главную стадию аутигенного минералообразования. Диагенез начинается сразу после накопления осадка и заканчивается при возникновении из него осадочной породы как крепкой, цементированной, так и рыхлой или не потерявшей способности размокать. Окончание диагенеза, таким образом, довольно неопределенно, так как нет его четких морфологических признаков. Поэтому приходится ограничиваться общим термодинамическим критерием - установлением физико-химической равновесности осадка при низких температуре и давлении, что также неопределенно. "Диагенез есть стадия физико-химического уравновешивания многочисленных реакционноспособных веществ с противоречивыми свойствами, возникшими при образовании осадка. Уравновешивание происходит в термодинамических условиях, близких к тем, которые существуют на поверхности земли (в общем низкое давление и низкая температура) за счет внутренних запасов энергии в веществах, слагающих осадок" (Страхов, 1983, с. 169-170).

К диагенезу Н.М. Страхов относит, таким образом, и сингенез (Рухин, 1953, 1961 и 1969), и гальмиролиз (Гуммель, 1922), и относил бы подводное выветривание (Фролов, 1981, 1984; см. 3.2.1.). Хотя в таком понимании остается невыявленной самая важная геологическая граница в вертикальном разрезе осадка - между зонами, находящимися в условиях открытой (вверху) и закрытой (внизу) систем (по отношению к наддонной воде), - рассмотрим все же полнее взгляды Н.М. Страхова (1953, 1956, 1957, 1959; и др.).

Условия диагенеза характеризуются прежде всего высокой (более 50%, в глинистых осадках - до 80-90%) влажностью, обилием бактериального мира, общей физико-химической неравновесностью, изменчивыми Eh и рН, высокой концентрацией большинства веществ в иловых водах и проницаемостью осадка, обеспечивающей почти беспрепятственный диффузионный обмен ионами и газами.

Высокая влажность приводит к растворению твердой фазы, гидролизу силикатов, органического вещества и других соединений, гидратации, создает условия для реакций в растворах (наиболее легкая форма взаимодействия) и облегчает диффузный обмен.

Обилие бактериального мира: в 1 г песчаного осадка - десятки и сотни тысяч бактерий, а в 1 г ила - до миллионов клеток. Такая насыщенность живой энергией осадка способна глубоко его переработать, прежде всего истребить весь кислород, растворенный в иловой воде, затем - отнять его и восстановить окислы железа, марганца, хрома и другие, а когда и этот резерв использован - вступают в работу сульфатре-дуцирующие бактерии, восстанавливающие их до сульфидов с дополнительным выделением сероводорода (Биогеохимия 1983, 1976; Биохимия 1983; Бабинец и др., 1973; Долобовская и др., 1972; Манская, Дроздова, 1964). Одновременно бактерии глубоко преобразуют органическое вещество и продуцируют СО2, Н2, NH3, СН4, H2S, а также освобождают огромные массы малых и редких элементов, переводя многие из них в подвижное, растворенное состояние (фосфаты, соединения железа, ванадия, урана и т.д). Количество бактерий зависит прежде всего от наличия питательных веществ, главным образом органического вещества. Максимальное содержание живых бактерий приурочено к верхним 20-30 см осадка, т.е. к барьерной зоне, находящейся в условиях открытой системы по отношению к наддонной воде. Ниже количество бактерий довольно быстро уменьшается, аэробные бактерии сменяются анаэробными.

Резкая физико-химическая неравновесность осадка, уравновешенного лишь механически. Осадок - смесь разнообразных по восстановленности или окисленности компонентов, по их щелочно-кислотным параметрам, растворимости, комплексам поглощенных катионов и т.д. Он является интегральной, часто механической суммой компонентов разных источников и разного характера. Эти компоненты образовались не вместе, как образуются минералы, например, в магматической породе, не в одних лишь условиях, но часто резко гетерогенны и объединены только механически. Между ними сразу возникают процессы выравнивания неравновесности, являющейся мощнейшей силой диагенеза, нередко глубоко преобразующей осадок, делающей его часто неузнаваемым. Примеры физико-химической неравномерности осадка многочисленны: а) вместе со свободным кислородом иловых вод - резко восстановленное органическое вещество и другие соединения; б) окислы железа, марганца, сульфаты кальция и другие - и живые бактерии, нуждающиеся в кислороде; в) ненасыщенная ни одним из компонентов иловая вода, сначала не отличающаяся от морской наддонной, и карбонаты раковин и литокластов, опаловые спикулы, радиолярии, диатомеи, соединения железа, алюминия и другие, которые могут и неизбежно будут растворяться до наступления насыщения раствора; г) мицеллы глинистых минералов и других коллоидов содержат поглощенные катионы, комплекс которых обычно не отвечает составу иловой воды, и поэтому они будут мигрировать в нее, обогащать многими элементами; д) катионный обмен происходит и с другими глинистыми коллоидами и минералами, принесенными из разных источников и смешавшихся в пути или при отложении; е) глубинные минералы обречены на длительное сонахождение с другими, экзогенными минералами и с чуждой средой, что также разрешается взаимодействием их друг с другом и их изменениями (Дегенс, 1967; и др.).

Окислительные условия в верхней зоне осадка (0-1 м и больше, в илах часто меньше 1 см) и восстановительные ниже, возникающие вследствие жизнедеятельности бактерий и разложения органического вещества (рис. 3.21). Еще ниже Eh может снова стать положительным (Стащук, 1968; Стащук и др., 1964; Тагеева и др., 1962; Шишкина, 1972).

Щелочная реакция иловых вод в верхней зоне (0,5-1 м и редко больше) , т.е. такая же, как и в наддонной воде, и нейтральная и слабокислая - вследствие генерации СОг, органических и других кислот (Бруевич, 1978; Гаррелс, 1962; Гаррелс, Крайст, 1968; Геохимия диагенеза 1980). Еще глубже часто снова повышается рН до 7-7,5 (см. рис. 3.21) - по мере связывания - нейтрализации СО2 и других кислот и высвобождения щелочей и щелочных земель. Влияние условий рН и Eh можно показать на примере железных и марганцевых минералов (рис. 3.22).

Eh и рН меняются и на площади, зонально, от берега к центру моря или океана: от окислительных и кислых до восстановительных и щелочных, а в океане, в красных глинах - снова до окислительных условий (Кислотно-основные 1982). Эти параметры меняются и по типам осадков. Пески обычно менее восстановлены по своим иловым водам, чем глинистые и другие тонкие осадки, карбонатные имеют щелочную реакцию.

Движущими силами диагенеза, таким образом, являются количество и качество живых организмов и органического вещества - захороненной солнечной энергии, общая неравновесность вещества осадка и отчасти энергия химических реакций, вероятно, в основном экзотермических, и радиоактивный распад. Температура и давление (оно к тому же в основном гидростатическое) низкие, поэтому играют еще малую роль. Начинает проявляться геологическое время, значительно более длительное, чем стадии переноса и отложения. Поэтому даже медленные изменения приводят к заметным результатам. С энергетической стороны диагенез - продолжение седиментогенеза, особенно это справедливо для первой его стадии, которая не должна включаться в диагенез (см. 3.2.1. и ниже).

Рис. 3.21. Наиболее часто встречающееся распределение рН и Eh в осадках морей и океанов

Рис. 3.22. Поля устойчивости минералов железа в осадках в координатах рН и Eh (по В. Крумбейну и Р. Гаррелсу)

Процессы диагенеза многочисленны, разнообразны и протекают часто одновременно, поэтому их рассмотрение в определенной линейной последовательности несколько условно.

1. Наиболее ранним можно считать все же растворение твердых фаз, т.е. по отношению к седиментации это регрессивный процесс. Растворение начинается сразу после осаждения частицы. Оно шло и в толще воды, но толщу воды частица проходила сравнительно быстро, а в осадке она соприкасается с агрессивной иловой водой десятки и сотни тысяч лет. Растворению способствуют другие диагенетические процессы: выделение бактериями и из органического вещества при его разложении СО2 и других газов, растворяющихся в воде под большим давлением, восстановление соединений железа, марганца й других до низшей валентности, при которой они более растворимы, и т.д. Примеры растворения и восстановления:

1) СаСОз (раковинный и др.) + СО2 + Н2О <=> Са(НСОз)2;

2) 2Fe203 ?3H2O + С = 4FeO + CO2 +3H2O; FeO + CO2 = FeCO3;

3) FeO + H2S = FeS + H2O или FeCO3 + H2S = FeS + H2CO3. Троилит обычно гидратирован, т.е. существует как гидротроилит FeS?nH2O. Позднее он превращается в бисульфид - пирит или марказит:

4) FeO +2H2S +2CO2 = FeS2 +2H2CO3.

Так же восстанавливаются окислы марганца, хрома, ванадия и др.

2. Таким образом, восстановление окисных и кислородсодержащих соединений начинается рано (реакция 2 и 3). Редукцию сульфатов под влиянием сульфатредуцирующих бактерий можно показать на примере сульфата кальция: 5) CaSO4?2H2O(гипс) + 2C = CaS + 2CO2 + 2H2O. Сульфид Ca нестоек, он изменяется с образованием сероводорода и углекислого кальция: 6) CaS + Н2О + СО2 = H2S + CaCO3. Так же восстанавливается сульфат Mg. Иловые воды получают карбонат магния, который с CaCO3 образует доломит, а если есть и FeCO3 - то и анкерит.

3. Минералообразование, как видим, идет почти сразу за растворением и восстановлением и сопровождает их и другие процессы. Эти три процесса (в действительности - три группы процессов) составляют сущность постседиментационного преобразования осадка, или диагенеза в широком смысле слова, что можно записать в виде схемы:

Первоначальные формы компонентов

->

Иловый раствор

=>

Новые, аутигенные, диагенетические минералы

где -> растворение и восстановление, => осаждение из насыщенного или коллоидного раствора.

В результате этих процессов могут нацело исчезнуть одни формы минералов, например карбонаты (раковины и др.), опаловые скелетные остатки, а слабоизвестковые или слабокремневые осадки могут стать бескарбонатными или безопаловыми и появиться совсем новые минералы, которые не осаждались из воды, а образовались в постседиментационную стадию: карбонаты (в некарбонатных осадках), сульфаты, сульфиды, фосфориты, цеолиты, глинистые и другие минералы. Агрессивность диагенетической среды бывает настолько сильной, что растворяются даже массивные ростры белемнитов, как это можно видеть, например, в верхнеюрских подмосковных фосфоритах. Помимо угольной агрессивной была и ортофосфорная кислота, и кальций пошел на построение апатитовой молекулы фосфоритов. А от ростров остаются только цилиндрические пустоты. Растворяются, хотя и медленнее, пироксены, слюды, амфиболы, вулканические стекла и другие силикаты.

Отсюда вытекает два вывода: 1) не все лишенные скелетных биоостатков осадки были первично безжизненными и 2) не все известковые отложения были известковыми в момент осаждения.

4. Гидролитическое расщепление силикатов, органического вещества и других минералов, как это происходит и при выветривании, образование более простых соединений - фрагментов прежних минералов, которые, соединяясь, образуют новые силикатные и другие аутигенные минералы.

5. Гидратация, т.е. образование водных соединений, например гидроокисей.

6. Перераспределение вещества. Из-за первичной микронеоднородности осадка в разных его точках идут разные процессы: в одних, например вблизи трупа организма, разложение которого подкисляет среду, идет растворение карбонатов и осаждение кремнезема, в других, например у раковины моллюска, создающей и сохраняющей щелочные условия, растворяются опаловые скелетные остатки и осаждаются известковые или другие карбонатные. Выпадение из раствора в твердую фазу карбоната или другого вещества снижает концентрацию этого компонента в иловом растворе, что создает градиент концентрации (т.е. разницу между участками с насыщением и ненасыщением этим компонентом) , заставляющий перемещаться ионы от насыщенных к ненасыщенным объемам осадка. В последних они снова выпадают в твердую фазу, что поддерживает состояние ненасыщенности и соответствующий градиент. Перераспределение на этой основе будет идти до тех пор, пока есть градиент и осадок проницаем для диффузионных токов вещества. На более поздних стадиях включаются другие факторы перераспределения: действие больших масс, различие растворимости в зависимости от степени кристалличности (в минералах группы кремнезема) и т.д.

7. Образование конкреций, начавшееся уже при перераспределении вещества, Сначала возникают микроконкреции, которые при дальнейшем стягивании увеличиваются в размере, объединяются, захватывают все больший объем осадка, вытесняя другие зерна или включая их в свой состав (Гаврилов, 1982; Седиментогенез..., 1986). При этом закон действия масс приводит к растворению мелких и перетягиванию их вещества-конкрециеобразователя к соседним, более крупным. Сначала рыхлые конкреции постепенно твердеют, растрескиваются (трещины синерезиса, или сокращения объема) аналогично трещинам усыхания, разбиваются ими, как септами, на сегменты: образуются черепаховидные септарии (рис; 3.23). Наиболее распространены карбонатные, кремневые, фосфатные, сульфидные, сульфатные, лимонитовые, силикатные - глауконитовые, шамозитовые и некоторые другие септарии. Из карбонатных встречаются все минеральные типы: кальцитовые, доломитовые, анкеритовые, сидеритовые, магнезитовые, родохрозйтовые и др. (Зарицкий, 1959, 1970; Казаков, 1975; Конкреции 1977, 1983; Македонов, 1966). Из кремневых наиболее распространены халцедоновые и опаловые, меньше - кварцевые (Муравьев, 1983). Сульфидные представлены марказитом, пиритом, сульфидами меди, свинца, цинка и реже - других металлов. Помимо гипсовых и ангидритовых широко распространены баритовые, нередки целестиновые и другие сульфатные.

8. Химическая дифференциация вещества продолжается и в диагенезе при перераспределении и образовании конкреций. При медленной седиментации или в течение перерывов в зоне гальмиролиза осуществляется довольно чистое разделение вещества, что делает горизонт залежью на то или иное полезное ископаемое и готовой для механического обогащения при перемывании.

Рис. 3.23. Септарии - конкреции, разбитые трещинами синерезиса:

а - поверхность; б - разрез; видно постепенное затухание или выклинивание трещин к периферии. Майкопская свита (олигоцен - нижний миоцен), р. Кура, район г. Гори

9. Участковая цементация осадка с образованием линз или неправильных объемов твердых, зацементированных пород - полуконкреций размером в несколько метров. Эти участки затем надолго исключаются из процессов обмена, диффузионные токи их обходят.

10. Мезомасштабная миграция вещества, главным образом в виде диффузии, осуществляющаяся в двух направлениях: а) в вертикальном - из-за обычно резкого градиента (перепада) концентраций: в наддонную воду уходит большая часть растворенного вещества и там рассеивается, однако на окислительно-восстановительном барьере соединения двухвалентных железа, марганца и других, окисляясь, снова выпадают в осадок, который и стягивается в лимонитовые, железомарганцевые или иные конкреции и плиты - панцири, корки; б) в горизонтальном направлении, если глинистый или иной водонепроницаемый экран изолировал более низкие слои от наддонной воды; тогда растворенные газы и катионы находят отдушину в проницаемых песчаных слоях, особенно если они где-то выходят на морское дно; следами перемещения по ним вещества являются сидеритовые и другие конкреции, и часто весь этот пористый пласт превращается в конкреционный; путями миграции становятся тогда границы между слоями, а позднее - и появляющаяся трещиноватость.

В диагенезе происходит частичное обезвоживание, раскристаллизация аморфного вещества и, возможно, отчасти перекристаллизация и уплотнение, но все эти сопровождающие процессы еще слабы, не характерны. Они становятся важными позже, в стадию катагенеза.

В стадии диагенеза Н.М.Страхов выделяет четыре (1953) или три подстадии, или этапа: 1) окислительного и 2) восстановительного минералообразования; 3) перераспределение вещества и образования конкреций и 4) литификации. Если первые два этапа реальны, то выделение вторых двух нелогично: конкрециеобразование начинается почти сразу в верхней пленке осадка, как и перераспределение вещества и литификация (образование панцирей на поверхности осадка и др.).

Окончание диагенеза Н.М. Страхов связывает "примерно с исчезновением гравитационной воды из наиболее тонкозернистых глинистых осадков. Это приблизительно отвечает концу биогенно вызванного перераспределения вещества в осадки" (1956, см. 1983, с. 162). "Трактовка диагенеза как стадии окаменения (Л.Б. Рухин) нецелесообразна, так как диагенез, как правило, не сопровождается литификацией осадка" (там же, с. 170). Лишь карбонатные осадки большей частью окаменевают на этой стадии. Основная масса кластических минералов остается практически без изменения. Но химически и биологически осажденные и некоторые механически внесенные компоненты - гидроокиси Fe, Mn, Р, органическое вещество, малые элементы, отчасти тонкие глинистые фракции - "радикально переменили свой минералогический облик" (там же, с. 162). Следовательно, в диагенезе Н.М. Страхов видит в основном только минералопреобразования и новообразования, а физико-механически осадки мало меняются.

В результате диагенеза образуются полезные концентрации элементов - конкреции. Способность концентрироваться у элементов различна и проявляется при разных химических условиях (Eh, рН, концентрация, тип анионов или катионов, количество вещества). Если вещества много, например близко к 100%, то стягивания практически не будет. Чем рассеяннее компонент, тем больше он будет стягиваться, т.е. тем более геохимически он подвижен. Геохимическую подвижность выражают отношением содержания элемента в конкреции к содержанию его во вмещающем осадке, например Fe : Fe1; Mn : Мn1; P : P1 и т.д. Определяются кларки концентрации. Так, в современных, осадках Черного моря, Байкала и других водоемов концентрации в конкрециях Mn увеличиваются в 100-200 раз, а Fe - в десятки раз по сравнению с их содержанием во вмещающем осадке.

Н.М. Страхов подчеркивает определяющую роль микроорганизмов в диагенезе, что четко указывает на открытость системы осадка в диагенезе к среде осадкообразования - наддонной воде и однозначно свидетельствует о' принадлежности верхней его зоны к гипергенезу или подводному выветриванию - гальмиролизу. Прав был Л.Б. Рухин, выделявший ее под именем зоны сингенеза и убедительно показавший неправильность отнесения сингенеза к диагенезу. Автором настоящей монографии это было показано на примере глауконитообразования (см. 3.2.1.2).

В соответствии с широким пониманием выветривания (см. 3.2.1) диагенез может быть определен как существенно закрытая динамическая система физико-химических и отчасти биохимических процессов преобразования осадков и реже пород в условиях поверхностной части стратисферы (Фролов, 1984, с. 144). Л.Б. Рухин (1959 с. 292) писал: "Процессы диагенеза происходят в среде, потерявшей непосредственную связь со средой отложения и обычно заметно отличающейся от нее своими физико-химическими особенностями". Точно так же подходил Н.М.Страхов к квалификации процессов субаэрального преобразования свежеотложенного лёсса как выветривания, а не как диагенеза (экзодиагенеза, по М.С. Швецову). Но при понимании подводного преобразования осадков Н.М. Страхов изменил своему подходу и все их считал диагенетическими.

Таким образом, первый этап диагенеза, по Н.М. Страхову (К познанию 1959), следует считать подводным выветриванием, а диагенез начинать с той глубины, на которой система становится существенно закрытой. Чаще всего граница резко выражена окислительно-восстановительным или иным геохимическим барьером,принадлежащим, вероятно, к зоне выветривания. В Черном море и других водоемах с сероводородным заражением воды у дна подводный гипергенез, или выветривание, совершается в восстановительной среде. Чаще всего диагенез начинается с восстановительного этапа и протекает менее энергично по сравнению с окислительным этапом, или гипергенезом. Процессы в основном те же, но роль биохимических превращений резко снижена. Общий характер этих преобразований становится иным, более стабилизированным, что означает начало прогрессивного эндогенного породообразования, в полной мере развивающегося в катагенезе. Диагенез в этом смысле является как бы промежуточной стадией, еще несущей черты экзогенеза (растворение, гидратация, гидролиз, даже аморфизация и т.д.), но одновременно и черты эндогенеза: выделение упорядоченных кристаллических фаз, которые сосуществуют с более ранними аморфными. Кроме того, появляются островки твердых пород, испытавших окаменение.

Мощность зоны диагенеза - от первых десятков до сотен метров. Длительность - десятки и сотни тысяч, может быть до миллиона лет. Глубина диагенетических преобразований зависит от скорости осадконакопления: чем она выше, тем менее преобразованными в диагенезе уходят на глубину осадки, и наоборот, на платформах, при малой скорости преобразования достигается более полная химическая равновесность, а преобразования в диагенезе более глубокие и протекают они, вероятно, миллионы лет.

3.6. КАТАГЕНЕЗ

Катагенез, или менее удачно эпигенез, - это стадия глубинного преобразования осадочных пород под влиянием повышенных температур и давления и подземных минерализованных вод. Доминирующие процессы - физико-механические, т.е. уплотнение пород под нагрузкой вышележащих толщ, мощность которых от первых сотен (иногда десятков) метров до 4-6 км, что определяет и глубину зоны катагенеза в литосфере. Температура у кровли зоны 30-500C, а у подошвы - вероятно, 150-200°С, давление - от первых сотен до 1200-2000 атм (табл. 3.13). Длительность - от сотен миллионов до 1-1,5 млрд лет, т.е. время геологическое и намного более длительное, чем у диагенеза и других стадий (рис. 3.24,3.25).

Таблица 3.13

Стадии, подстадии (этапы) и градации литогенеза (с учетом данных Н.В. Лопатина, А.Э. Конторовича, С.Г. Неручева, В.И. Ручнова, В.В. Чернышева и др.)

Стадия седиментогенеза Стадия диагенеза

Глубина 10-200 м. Температура 10-250C

Подстадии диагенеза: аэробная, анаэробная

Стадия катагенеза

Подстадия протокатагенеза -ПК. Соответствует буроугольному этапу углефикации.

Глубина 1-3 км. Температура 50-75°С

Градации

ПК1 (0,5)

ПК2(1)

ПК3 (1,5)

Подстадия мезокатагенеза - MK. Соответствует степени углефикации по шкале для Донбасса от "Д" до "ОС" включительно.

Глубина 2,7-8 км. Температура 210-280°С

Градации

MK1 (1)

MK2 (1,5)

MK3 (0,9)

MK4 (0,9)

MK5 (0,5)

Подстадия апокатагенеза - AK. Отвечает стадии "метаморфизма" каменных углей от "Т" до "А" включительно. Глубина 5-15 км. Температура 300-50O0C

Градации

AK1 (2,5)

AK2 (3,5)

AK3 (8)

AK4(Il)

Стадия метагенеза (регионального метаморфизма)

Графитизация

Примечание. Цифры в скобках (справа) указывают на мощности (в км) подзон (частей) катагенеза в осадочных бассейнах при допущении постоянства величины геотермического градиента.

Условия катагенеза, таким образом, весьма различные, но стабильные в пространстве и во времени (изменяются весьма медленно, в течение миллионов лет). За это время минеральное вещество вызревает структурно, например кристаллическая структура упорядочивается, размер кристаллов увеличивается, химический состав становится определеннее (Копелиович, 1965; Коссовская, 1963; Логвиненко, 1968, 1987; Лучицкий, Громин, 1967; Япаскурт, 1989; Холодов, 1982,1983). Все эти изменения - начало эндогенеза в минерало- и породообразовании; дальше они прогрессивно продолжаются в метагенезе и метаморфизме.

Длительное время катагенеза и большая мощность его зоны требуют и позволяют произвести его расчленение на подстадии, или этапы. В литологии принято двучленное, а в нефтяной геологии - более дробное подразделение в вертикальном разрезе (табл. 3.14). Ранний, или начальный катагенез примерно соответствует протокатагенезу, по Н.Б. Вассоевичу (1975) и др., а поздний, или глубинный, - мезокатагенезу.

Рис. 3.24. Общая схема стадий литогенеза, по Н.Б. Вассоевичу (1983)

Выделяемый нефтяниками апокатагенез примерно соответствует метагенезу. Протокатагенез подразделяется на три градации - ПK1, ПК2 и ПКз, мезокатагенез - на пять: от MK1 до MK5, которые могут различаться по отражательной способности витринита, меняющейся от 0,25% на границе диагенеза и протокатагенеза до 2,0% у подошвы MK5, т.е. на границе катагенеза и метагенеза. Более грубое обоснование стадий, подстадии и градаций - марки углей, выражающие степень углефикации. Это наиболее надежная шкала стадиальных изменений гумусового вещества, по которой можно проводить стадиальный анализ, и минерального вещества (табл. 3.15)

3.6.1. Ранний катагенез

Ранний (начальный) катагенез, или протокатагенез, сменяет диагенез на глубинах в среднем от 100 до 500 м и охватывает толщу до 1,5-3 км. Температура возрастает от 30-50 до 100°С, давление от 100-200 до 700-800 атм, и пористость снижается от 40 (в среднем для всех пород) до 15%. Давление гидростатическое вверху сменяется на литостатическое (геостатическое), что определяет физико-механические изменения пород: уплотнение, отжатие воды, (илизионный процесс; Магара, 1982; Холодов, 1983; Новое 1981; Полонская и др., 1975), переход кубической укладки зерен в тетраэдрическую, конформное приспособление зерен, а позднее (в позднем катагенезе) и растворение под давлением, инкорпорацию и т.д. Наряду с механическими совершаются физико-химические и химические процессы: растворение и коррозия неустойчивых минералов - слюд, амфиболов, пироксенов, преобразование их и полевых шпатов в новые минералы (катагенетический метасоматоз), синтез новых минералов в поровых пространствах - каолинита и других глинистых, цеолитов, сульфатов (барит, ангидрит и др.), сульфидов и других, образование или наращивание конкреций. Наиболее характерным процессом следует назвать глинизацию силикатов, т.е. стадийное замещение их филлосиликатами. В щелочной среде полевые шпаты превращаются в гидромусковит или парагонит и далее в монтмориллонит или другие смектиты, а в кислых - в каолинит. Мусковит в щелочной среде переходит в гидромусковит диоктаэдрический, а в кислой - в каолинит, биотит - в гидробиотит, вермикулит, глауконит и монтмориллонит, а в кислой среде - в хлорит и каолинит. По пироксенам и амфиболам развиваются хлориты. Вулканическое стекло превращается в смектиты, хлориты, цеолиты.

Таблица 3.14

Шкалы катагенеза (Н.Б. Вассоевич, М.К. Калиненко, А.А.Карцев, А.Э.Конторович, Н.В.Лопатин и др.)

 

 

 



Таблица 3.15

Краткая характеристика стадий литогенеза

 

Стадии и подстадии

Условия

Результаты

темпе­ратура, ?C

давление, атм

глубина, км

порис­тость, %

Процессы

минералы основные и акцессории

структуры, укладка

обломочные породы

глины

кремни

карбонатолиты

угли

общие (главные)

конкретные

Диагенез

0

30-50

 

 

80 50

биохимические, хими­ческие, физико-хими­ческие

растворение, гидратация, гидролиз, выще­лачивание, восстановление, минералообра­зование, выпадение из растворов, самоуплотнение (синерезис), образование конкреций, участковая цементация, кри­сталлизация

сульфиды, карбона­ты, опал, халцедон, фосфаты, глины

первичные слабоуплот­ненные, ку­бические

пески и пес­чаники

глины хорошо размокают

опалолиты и

халцедоно-

литы

слабые и крепкие с первичным строением

торф, бурый уголь

Катагенез

Ранний (начальный) ПК1
ПК2
ПК3
МК1
МК2

100

100-200

50-300м

40

15

физико-механические (уплотнение, отжатие воды), физико-химиче­ские и химические

глинизация алюмосиликатов (глубинное "выветривание"); коррозия и растворение темноцветных и литокластов; отжатие во­ды, конкрециеобразование, кристаллиза­ция, цементация

глинистые, халце­дон, кварц, цеолиты, сульфиды, сульфаты (барит и др.), карбо­наты

цементиро­ванные и рыхлые тетраэдрические

песчаники и пески

глины плот­ные (размо­кают)

опаловые, халцедоно­вые: опоки, трепела, кремни

крепкие, по­ристые

бурый мато­вый, бурый блестящий, длиннопламенный, га­зовый

Поздний (глубинный)
МК3
МК4
МК5

200

700-800

1,5-3

2

продолжение глинизации, растворения, коррозии; растворение в твердом состоя-нии,регенерация; перекристаллизация карбонатов и глинистого цемента; отжатие воды; минералообразование

кварц, гидрослюды, хлориты, ангидрит, барит, цеолиты, пол. шпаты

крепкие (нет рыхлых), лепидобластовые, кварцитовидные

песчаники слабокварцитовидные

аргиллиты (не размока­ют)

кремни, яш­мы, халцедо­новые

перекриста-лизованные мраморы

жирный кок­совый, отощенно-спекающийся

Метагенез

АК1
АК2
АК3
АК4

250 350

1300-1500

5-8

0

физико-химические, химические, физиче­ские

перекристаллизация глин и карбонатов; направленная коррозия и кристаллизация филлосиликатов; кливаж течения и разрыва; грануляция и бластез; минералообразо­вание

гидрослюды 2M1, сери­цит, хлорит, помбелит, пумпеллит, пренит, кварц, ломонтит, сколецит, альбит, анатаз, брукит, турмалин, калишпат, эпидот

сланцевые, лепидобластовые, кварцитовидные

кварцито-песчаники, метапесчаники

глинистые сланцы

яшмокварциты, фтанитокварциты, силицито-кварциты

мраморы

средне­кристаллические

тощий полу­антрацит, антрациты, ультраантра­цит

Метаморфизм

374

3000-4000

15-20

 

физико-химические, химические

перекристаллизация полная (обломочных пород)

серицит, хлорит, мусковит, альбит, эпидот, цоизит, калишпат

гранолепидобластовые

кварциты, сланцы

сланцы слюдистые хлорит-серицитовые

кварциты

апосилицитовые

мраморы крупнокри­сталлические

графит

 

 

 

Рис. 3.25. Схема расположения зон литогенеза в разрезе верхней части земной коры, по Р.У. Фербриджу (из Справочника по литологии, 1983, с. 87)

 

По правилу Освальда, с повышением температуры на 10° скорость химических реакций увеличивается в два раза. Это резко повышает и растворимость кварца до 1-2 мг/л, а аморфного кремнезема - до 380 мг/л. В новообразованных минералах возникают газово-жидкие включения, декрипитация которых позволяет определить палеотемпературы и глубины, на которых были слои. С повышением температуры увеличивается минерализация подземных вод и меняется характер их движения. Если в верхней части воды еще могут обмениваться с наддонной водой - через латеральные отдушины, то на глубинах 0,7-2,5 км циркуляция затруднена, а глубже - зона застойных вод. При химических преобразованиях из силикатов высвобождаются щелочи, они увеличивают рН, который чаще всего больше 7. Минерализация вод вверху 1-5 г/л, а на глубине три километра - до 200-250 г/л, т.е. это уже рассолы с концентрацией солеродных бассейнов. Состав их отвечает основному ряду растворимости, а по анионной части они меняются от практически пресных или слабоминерализованных гидрокарбонатных (за исключением аридных областей) вверху зоны до гидрокарбонатно-сульфатных в зоне затрудненного водообмена. Поровые, тем более кристаллизационные воды могут отличаться от пластовых.

Органическое вещество меняется, вероятно, наиболее сильно. Если в диагенезе оно достигает стадии торфа и может быть лишь в самом низу - на буроугольной стадии, то в раннем катагенезе оно находится на стадии бурых углей всех градаций - мягких, матовых и блестящих (Б1, Б2 и Бз), отвечающих соответственно градациям протокатагенеза - ПК1, ПК2 и ПКз. Граница начального катагенеза литологами обычно опускается немного ниже и захватывает марку Д (длиннопламенных углей). Литологами-нефтяниками эта стадия углефикации относится уже к ме-зокатагенезу (Вассоевич, 1954, 1957, 1986; Жемчужников, 1952, 1960;

Япаскурт, 1989). Отражательная способность витринита в масле Rm0 воз-растает от 0,25 до 0,5%. На этой стадии возникает второй максимум газообразования - в основном метановый физико-химический, в противоположность первому, биохимическому, приуроченному к диагенезу и также в основном метановому. За счет сапропелевого органического вещества начинают формироваться и нефтяные углеводороды, но еще в незначительном количестве (сотые доли процента от содержания органического вещества).

Неорганические породы меняются мало, особенно глины. Их пористость и объемная плотность меняются соответственно от 50-60% и 1,3-1,4 до 20-25% и 1,8-2,0 на глубине около 3 км. По объемной плотности можно судить о давлении и глубине залегания, особенно для шельфовых и других мелководных отложений, для которых меньше проявляется искажающий взвешивающий эффект гидростатического давления. Если органическое, особенно углистое вещество является максимальным термометром, фиксирующим те максимальные температуры, которые оно испытало и зафиксировало, то глинистое вещество выполняет роль максимального манометра, фиксирующего максимальные нагрузки.

Песчаные породы становятся преимущественно цементированными, окаменевшими, хотя остаются и рыхлые. Глины уплотненные, но не потерявшие пластичности и способности размокать. Известняки как крепкие, так и остающиеся довольно рыхлыми (писчий мел и слаболитифицированные мергели), а биоморфные - нередко сильно пористыми. Аморфные силициты (диатомиты, трепела) остаются опаловыми, но часто твердеют, превращаются большей частью в опоки, хотя последние нередко сосуществуют с трепелами и диатомитами. Кристаллизация опала этих пород широко распространена, и в них часто кристобалит преобладает над аморфной фазой, по опалу развивается и халцедон.

Для раннего катагенеза наиболее характерна глинизация полевых шпатов и других силикатов, напоминающая химическое выветривание влажных тропиков, в результате которого силикаты нацело замещаются глинами. И здесь влажности достаточно (вначале ее 50%, что обеспечивает неразрывность жидкой фазы - "водного столба" - и состояние гидростатического давления), а температура даже выше экваториальной (до 1000C). Кроме того, стабильность состояния и геологический масштаб времени - миллионы, десятки и сотни миллионов лет - выражаются в больших результатах даже при медленном процессе глинизации. Общее условие продолжения процесса - удаление продуктов реакции - в данном случае не сильно блокирует процесс при ограниченности оттока излишков продуктов реакций, так как почти все они входят во вновь формирующиеся силикаты.

Более существенно удаление продуктов превращений органического вещества, которое при возрастании температуры все сильнее подвергается термолизу, деструкции и другим термическим изменениям, в результате чего образуются в большом объеме газовые и жидкие фазы - воды, СО2, метана и отчасти более высокомолекулярных углеводородов. По объему они вместе составляют половину органики, и жидкая и газовая фазы равны друг другу. Происходит прежде всего декарбоксилирование - отщепление карбоксильной группы COOH - с образованием угольной и органических кислот и уменьшением содержания гуминовых кислот (что началось еще в диагенезе). В глубинном катагенезе преобразование органического и минерального вещества усиливается.

3.6.2. Глубинный (ГК), или поздний, катагенез

Глубинный (поздний) катагенез, или мезокатагенез, постепенно сменяет ранний катагенез на глубинах 2-3 км и прослеживается на платформах в грабеновых прогибах до 5-6 км, а в геосинклиналях или зонах с повышенным тепловым потоком - иногда до меньших глубин. Таким образом, мощность зоны позднего катагенеза достигает 4 км. Температура возрастает на этом интервале от 100 до 200°С, давление - от 700-800 до 1200-1500 атм, пористость уменьшается от 15 до 2%, а объемная плотность приближается к максимальной - 2,6 (Лучицкий, Громин, 1967; Стетюха, 1964; Чепиков и др., 1972; Черников, 1969, 1981; Шванов, 1980). Подземные воды высокоминерализованы (более 300 г/л), после выпадения карбонатов становятся сульфатными, сульфатно-хлоридными, а после выпадения сульфатов в твердую фазу - хлоридными (Блох, 1969; Гавриленко, Дерпгольц, 1971; Диагенез 1971; Пиннекер, 1984; Файф и др., 1962, 1981). Вблизи соляных толщ могут выпадать и хлориды.

Главный процесс - уплотнение, приводящее к исчезновению пористости. Оно осуществляется разными способами, во-первых, механическими: обжатие пластичных, некомпетентных зерен (обломков глин, глинистых сланцев, слюд, алевролитов, базальтов, слюдистых сланцев и др.) вокруг крепких, компетентных (кварца, кварцитов, кремней, гранитов и др.), внедрением вторых в первые (инкорпорация), образованием механоконформной структуры (см. рис. 2.5, з). Во-вторых, поровое пространство полностью заполняется цементом - кварцевым, полевошпатовым, серицитовым, хлоритовым, баритовым, кальцитовым, цеолитовым и др. В-третьих, в отмытых от глинистого цемента существенно кварцевых песчаниках происходят растворение в твердом состоянии под давлением и сближение кварцевых зерен по микростилолитовым швам с одновременным сопряженным разрастанием их за счет перемещенного из зоны растворения кремнезема в направлении, нормальном к давлению, с образованием регенерационного цемента. Возникает гранобластоподобная структура. Аналогично, хотя и меняются в меньшей мере, калиевые полевые шпаты и плагиоклазы. Продолжается и обычное растворение (коррозия) силикатов.

Глинистый цемент песчаников перекристаллизовывается с упрощением состава в результате гидрослюдизации и хлоритизации. Но глинистое вещество глинистых пород остается неперекристаллизованным, т.е. по прогрессивным преобразованиям оно отстает от малообъемных участков глинистого вещества - цемента, в чем сказывается эффект "подушки" - больших масс тонкозернистого или аморфного вещества. Однако стадиальные прогрессивные изменения в направлении гидрослюдизации и хлоритизации происходят и в глинах (трансформация глинистых минералов); кроме того, они испытывают физические преобразования, в результате которых теряют способность к размоканию и превращаются в аргиллиты. В позднем катагенезе происходят дальнейшее отжатие воды из глинистого вещества и газовой фазы из органического вещества, дальнейшая его деструкция, диспропорционирование водорода (внутреннее перераспределение веществ в молекулах), полимеризация кислых компонентов. Битуминоидные компоненты обогащаются высокомолекулярными соединениями, возрастает содержание масляных фракций, включая и нефтяные углеводороды - микронефти. Разрываются связи органического и минерального, глинистого вещества, и последнее преобразуется дальше быстрее.

При температурах 60-1500C (градация МК1-МК3), т.е. в начале позднего катагенеза и, может быть, еще в конце начального, образуется максимальное количество жидких углеводородов - нефти, что позволило Н.Б. Вассоевичу назвать этот интервал главной фазой (и зоной) нефтеобразования (см. табл. 3.14). Она приурочена чаще всего к глубинам от 2,5 до 5,0 км, на которых образуются каменные угли марок от Д (длиннопламенных) и Г (газовых) до Ж (жирных). Отражательная способность витринита Rm на этом интервале возрастает от 0,66-0,7 до 1,3%. Несколько сдвинут на большие глубины максимум жирного газа, или газоконденсата: от 3,5 до 6,5 км, т.е. на интервал с коксовыми (К) и отощенно-спекающимися (ОС) углями, когда отражательная способность витринита в масле увеличивается до 2%. Еще глубже (6-8,5 или даже до 9 км) расположен третий максимум газообразования -самый . большой, что позволило выделить его как главную зону газообразования (ГЗГ), аналогично выше расположенной главной зоне нефтеобразования (ГЗН). ГЗГ частично опускается и в апокатагенез, т.е. в метагенез, в зону тощих (T) углей и даже в зону полуантрацитов (ПА), отражательная способность Rm0 которых повышается до 3,5%.

Катагенез органического вещества с 1972-1975 гг. выражают также в единицах LOM (от 1 до 20), предложенных А. Худом, К. Гутьяром и Р. Хикоком, которые изучили непрерывный разрез миоцена Новой Зеландии с углями от бурых (лигнита) до антрацита и разделили его на равные отрезки с порядковыми номерами 1-20 (см. табл. 3.14), обозначающими уровни метаморфизма органического вещества (level of organic metamorphism).

Песчаники в зоне ГК все сцементированные, рыхлые отсутствуют. Карбонатные породы перекристаллизованы, превращены в мраморы, т.е.' стали уже метаморфическими породами, в которых, однако, хорошо сохраняются биокомпоненты. Кремневые породы халцедоновые и кварц-халцедоновые, опаловые практически исчезают.

Помимо реликтовых глауконита, каолинита, отчасти смешанно-слойных, смектитов, гидромусковита и хлорита появляются трансформированные серициты, хлориты. Обычны новообразования кварца, плагиоклазов, калишпатов, цеолитов, барита, ангидрита, пирита в виде кубиков, изредка анатаза и других титанистых минералов. На протяжении ,катагенеза в целом в результате углефикации растительных пород содержание углерода повышается от 70 (бурые угли) до 80% (коксовые отощенно-спекающиеся).

При катагенезе также происходят более объемный метасоматоз, например замещение кальцитом доломитов и доломитов магнезитом, пластическое выжимание и растворение солей, особенно хлоридов. Они становятся неустойчивыми и неравновесными в условиях ГК. Вслед за ними изгоняются из геологического разреза производные органического вещества с газовой составляющей, которая вместе с углеродом превращается в газовые или жидкие флюиды, удаляющиеся, эвакуирующиеся из мест и горизонтов первичного пребывания. Остается лишь наиболее устойчивая часть биолитов - углеродистая с незначительной долей летучих. Третьим минеральным типом, обнаруживающим признаки неустойчивости, являются карбонатолиты, которые, однако, еще остаются в разрезе, но уже в метаморфическом, мраморном виде. За ними следуют силициты, из которых опаловые не сохраняются, трансформируясь в более устойчивые халцедоновые или кварцевые. Все силикатные минералы и породы еще устойчивы, практически не меняются под влиянием метаморфизующих факторов, за исключением глинистого цемента песчаников и более грубых кластолитов. Для перекристаллизации глинистых пород необходимы более высокие температуры и давление, что осуществляется в следующих стадиях - метагенезе и метаморфизме.

3.7. МЕТАГЕНЕЗ

Метагенез, или апокатагенез, - метаморфизация осадочных пород при высоких температурах и давлении, преддверие метаморфизма, или начальный метаморфизм. Его стали выделять недавно, главным образом благодаря работам Н.В. Логвиненко (1968, 1987), до которых эти изменения и их производные относились к метаморфизму и метаморфическим породам. Это зона глинистых сланцев, филлитов, кварцитов, крупнокристаллических мраморов.

Температура зоны метагенеза от 150-200 до 374°С, т.е. до критической для воды, когда она даже при высоких давлениях переходит в парообразное состояние и резко усиливает метаморфизм. Поэтому здесь совершается некоторый скачок метаморфизма, и его естественно взять за границу литогенеза и метаморфизма. На этом рубеже перекристаллизовываются уже все осадочные породы, даже наиболее стойкие - обломочные. Давление меняется от 1500-2000 до 3000-4000 атм, глубина от 5-6 до 15-20 км, возможно до 25 км - в зонах пассивных континентальных окраин с малым тепловым потоком. Естественно, при диапирном поднятии мантийных расплавов, над крупными гранитными батолитами вследствие усиленного теплового потока и подъема изотерм эта граница также сильно поднимается вверх, возможно до 5-6 км. На платформах не достигаются условия метагенеза. Пористость практически отсутствует. Объемный вес становится равным удельному.

Основные процессы в метагенезе уже не физико-механические, а физико-химические и химические (Верной, 1980; Винклер, 1969; Природа, 1967). Это прежде всего перекристаллизация глинистых пород - аргиллитов и образование типично метаморфических пород - глинистых сланцев (рис. 3.26, а). Если бы ориентироваться на глинистые породы, то уже в кровле катагенеза следовало бы проводить раздел между осадочными и метаморфическими породами. Но тогда неперекристаллизрванные обломочные породы, т.е. чисто осадочные, оказались бы в зоне метаморфизма, что абсурдно. Поэтому и договорились начало метаморфизма приурочить к полной перекристаллизации всех пород, включая и обломйчные. Процессы упорядочения структуры в решетке глинистых минералов были заметны уже в позднем катагенезе, в котором смектитовые минералы трансформировались в более стойкие, с нераздвигающейся решеткой. В метагенезе этот процесс выражен уже как основной, гидрослюды трансформируются в серицит и триоктаэдрические переходят в диоктаэдрические модификации 2Мь Магнезиально-железистые филлосиликаты переходят в высокотемпературные хлориты - ортохлориты. Из других глинистых минералов образуются здесь помбелит, пумпеллиит, тальк, пирофиллит, а также пренит, цеолиты маловодные (ломонтит, сколецит). Исчезает халцедон, замещаясь кварцем. В качестве акцессорных образуются альбит, олигоклаз, микроклин, эпидот, цоизит, турмалин, сфен, рутил, анатаз, брукит, апатит.

Одновременно с минералогическими трансформациями и новообразованиями из резерва рассолов и примесей глинистых и других минералов показательны и структурно-текстурные преобразования. В глинистых породах помимо лепидобластовой структуры развивается кливаж течения и разрыва и формируется сланцеватость, в складчатых толщах часто не совпадающая со слоистостью. Они распространяются и на тонкие пласты алевролитов и песчаников. В богатых глинистым заполнителем или цементом песчаниках широко идут направленная коррозия и кристаллизация с образованием перпендикулярно давлению стебельчатых сочленений зерен через тонкие параллельно ориентированные ленточки серицита, хлорита, гюмбелита и других филлосиликатов, пронизанные стебельками кварца, вероятно и альбита - бородатые зерна (рис. 3.26, б).

Рис. 3.26. Метагенетические структуры и текстуры глинистых (а), обломочных (б,в,г), карбонатных (е) и кремневых (д) пород:

а - лепидобластовая структура и сланцеватая текстура глинистых сланцев; б - лепидокластическая структура и начально-сланцеватая текстура глинистых песчаников; в, г - кварцитовидная (гранобластоподобная) структура первично отмытых кварцевых песчаников со стилолитовыми контактами и цементом регенерации и "шахматным" кварцем (рекристаллизацион-ный бластез - г); д - микрогранобластовая структура апосилицитового кварцита; е - мрамор крупнокристаллический гранобластовый

 

Первично отмытые песчаники, особенно существенно кварцевые, остаются неперекристаллизованными, но приобретают черты метаморфических пород - кварцитов, которыми они, однако, еще не являются. Их гранобластоподобная структура образуется в результате двух взаимосвязанных и взаимодополняющих процессов - направленной коррозии - растворении в твердом состоянии под большим давлением и сближением по стилолитовым швам - и регенерации зерен в нормальном к давлению направлении, в котором они разрастаются, удлиняются и обусловливают появление в изотропной породе определенной текстуры - параллельной ориентированности удлиненных зерен и стилолитов (рис. 3.26, в). Основная часть каждого обломочного зерна остается первичной неперекристаллизованной, о чем свидетельствуют их незалеченная трещиноватость, разнохарактерные включения и разноплановое волнистое погасание - наследие тектонических напряжений и деформаций в материнских породах, толщах и массивах. Однако большие напряжения в данных песчаниках приводят к катаклазу некоторых зерен кварца, распадению его на агрегат мелких кристалликов, расположенных оптически часто в шахматном порядке (рис. 3.26, г), - так называемый шахматный кварц, результат грануляции и бластеза. Таким образом, кварцевые песчаники, внешне описываемые как кварциты, например протерозойские малиновые шокшинские (западный берег Онежского озера), в шлифе оказываются только кварцитовидными.

Карбонатные породы, приобретшие черты метаморфических еще на подстадии глубинного катагенеза (Диагенез 1971; Полонская и др., 1975), перекристаллизовываются снова и превращаются в более крупнокристаллические мраморы (рис. 3.26, е). Кремневые породы становятся в результате перекристаллизации кварцитами, обычно микрокварцитами (рис. 3.26, д), сохраняющими внешние черты и текстуру первичных пород. Поэтому их называют кремнями, яшмами, фтанитами или яшмокварцитами, фтанитокварцитами, силицитокварцитами.

Жидкие и газообразные углеводороды практически "выклиниваются" , а твердые, потерявшие ббльшую часть летучих компонентов в катагенезе, отдают последнюю оставшуюся часть и превращаются в угли тощие (С - 90%), полуантрациты и антрациты, содержащие не менее 95% углерода и меньше 5% суммы О и Н. Три исходных по первичному растительному веществу углей - гумусовых, сапропелевых и липтобиолитовых - сближаются и становятся на этой стадии мало различимыми. Это и понятно - все они превращаются почти в чистый углерод - семиграфит, а затем, на стадии метаморфизма, и в графит с содержанием С - 100%.

Таким образом, результат метагенеза - пестрая по степени измененности толща: в ней чередуются метаморфические (глинистые сланцы, "мраморы) и лишь метаморфизованные (песчаники) осадочные породы.

Вклад в изучение ката- и метагенеза в последние годы сделал О.В. Япаскурт (1989), показавший на примере хорошо изученных палеозойских и мезозойских отложений Лено-Вилюйского бассейна и Верхоянского хребта не только ход метаморфизма погружения, но и часто решающее влияние глубинных магматических очагов, проявляющееся в стратисфере широкими ореолами последовательно затухающих преобразований - от метаморфических через метагенез к катагенезу. При этом уровни метаморфизма часто секут стратиграфические границы.

3.8. СТАДИАЛЬНЫЙ АНАЛИЗ

Рассмотренные стадии седименто- и литогенеза показывают постоянное и медленное, почти (квази) равномерное изменение вещества, минералов и пород, что дает в руки геолога важную и удобную шкалу оценки глубин погружения, интенсивности теплового потока и геотектонического режима, т.е. представляет собой важный метод геоструктурного и геотектонического, а также историко-геологического анализа. Одновременно по стадиям изменения разных групп осадочных пород - седиментитов - улавливается раннее проявление интрузивного магматизма и закладываются основы понимания глубинного метаморфизма. В результате литогенеза на всех его стадиях освобождается больше половины первичного объема осадков в виде жидких и газовых флюидов, во много раз превосходящих по объему мантийные, и насыщенные почти всеми элементами таблицы Менделеева - готовый резерв для гидротермального рудообразования и мощнейший флюидный фактор автометаморфизма. В последние годы на процессы элизионного отжатия воды и подвижных компонентов для породо- и рудообразования обратил внимание В.Н. Холодов (1983).

Где же начинается литогенез? Н.М. Страхов седиментогенез заканчивал диагенезом, а литогенез начинал с катагенеза. Это понятно, если учесть, что главное в его трактовке диагенеза заключалось в процессах сингенеза, протекающих в условиях открытой системы. Его действительно надо относить к экзосфере, точнее к зоне осадкообразования. Главнейшая историко-геологическая и термодинамическая граница проходит в подошве зоны сингенеза, открытой для энергетического и вещественного обмена со средой осадкообразования - наддонной водой, атмосферой и биосферой. Эта граница - геохимический барьер - является кровлей зоны диагенеза, с которого начинается прогрессивное однонаправленное преобразование осадков по эндогенному типу. Общими чертами всех этих стадий и зон являются существенная термодинамическая закрытость системы и механическая уравновешенность осадков и пород, а также геологическое время медленно текущих процессов, из которых вверху доминируют биохимические (диагенез), ниже - физико-механические (катагенез) и физико-химичесие (катагенез). По мере погружения слои и породы все больше реагируют коллективно, как толщи и крупные массы, как бы растворяясь в формирующихся слоях земной коры.

Расшифровывание сложной и длительной многостадийной истории формирования осадочных пород - задача стадиального анализа. Он основывается на изучении: 1) последовательных структурно-текстурных преобразований, причем часто приходится начинать с конца, с последней стадии, наложившей свои отпечатки на породу, последовательно как бы снимая все предыдущие, восстанавливая первичный облик осадка; 2) минеральных преобразований и новообразований, базируясь на их структурных взаимоотношениях (например, если минерал корродирует другой - он относительно более поздний ...) и теоретических законах связи степени кристалличности и термодинамических условий и т.д.; 3) газово-жидких включений - методом декрипитации и др. Стадиальный анализ подобен историко-геологическому в стратиграфии и тектонике: он состоит не только из объективного изучения взаимоотношения телесных объектов (минералов, структур и т.д.), но и из истолкования их в историческом и генетическом плане. Он, таким образом, является и генетическим анализом, хотя и в узком его аспекте: стадиальный анализ раскрывает условия и способы преобразования и жизни осадка и породы лишь в стратисфере, хотя может пролить свет и на стадии седиментогенеза - по характеру компонентов и их измененности в председиментационные фазы (Каширцева, 1970; Япаскурт, 1989).

Стадиальный анализ дает большой материал для более общего геологического генетического анализа: восстановления тектонического режима, интенсивности теплового потока и влияния скрытых интрузивных очагов, для палеогидрогеологического анализа, т.е. для определения состава подземных вод на разных стадиях жизни стратисферы. Очень много дает стадиальный анализ для понимания происхождения ряда полезных ископаемых - медных, полиметаллических, урановых и других руд, монтмориллонитовых и других глин, цеолитов, магнезитов, доломитов, флюоритов и др. (Источники 1976; Казицын, 1979; Маракушев, 1965).

О статье: 

Глава 3 из учебника "Литология" (цитируется по изданию: Фролов В.Т. Литология. Кн.1: Учебное пособие. — M.: Изд-во МГУ, 1992. — 336 с.)


Источник: http://lithology.ru/node/72



Поделись с друзьями



Рекомендуем посмотреть ещё:




Биологическое центрирование Школа Массаж при дистонии по гипотоническому типу

Что такое недифференцированные зубы 25 пророческих цитат Джорджа Оруэлла - AdMe
Что такое недифференцированные зубы 26 вариантов самых необычных причесок на самый обычный день
Что такое недифференцированные зубы Афоризмы из Библии
Что такое недифференцированные зубы Блог писательницы Александры Лоренц(Alexandra Lorentz)
Что такое недифференцированные зубы Богатство / Православие. Ru
Что такое недифференцированные зубы Более 25 лучших идей на тему «Собака поделки» на Pinterest
Что такое недифференцированные зубы Выпадение молочных зубов у детей и смена на постоянные
Что такое недифференцированные зубы Вязание спицами для женщин. Модные модели по схемам с описанием
День Земли. Сценарий экологического праздника в начальной школе Детские комбинезоны и полукомбинезоны купить Кукла Википедия Ошо. Книги онлайн Поделки из пластиковых бутылок для дачи, сада и дома: 69 фото идей Пословицы и поговорки с расшифровкой их смысла t - Part 3 Своими руками

ШОКИРУЮЩИЕ НОВОСТИ