Билет 9

I. Роль климата в осадочном процессе.

Гипергенез.

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

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

Седиментогенез.

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

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

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

Диагенез.

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

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

II. Минералы глин.

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

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

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

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

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

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

Между смектитами и гидрослюдами, а также смектитами и хлоритами существует множество переходных разностей, именуемых смешанослойными минералами. В кристалле смешанослойного и минерала чередуются пакеты смектитовые (лабильные) с пакетами иллитовыми либо хлоритовыми (стабильными). В тех случаях, когда лабильных и стабильных пакетов содержится равное количество (50 на 50 %), минералы получили индивидуальные названия: слюда-смектиты — ректориты, хлорит-смектиты — корренситы. Через фазы ректоритов и корренситов проходят смектиты на стадиях катагенеза, по мере своего трансформирования в слюды либо в хлориты неразмокающих аргиллитов.

В структуре кристаллической решетки сепиолит-палыгорскитовой группы тетраэдры и октаэдры структурированы не послойно, а ленточно, следствием чего является игольчатый и волосовидный облик этих минералов в электронно-микроскопических препаратах

III. Оптические свойства карбонатов.

Кальцит (CaCO3). 1,658 Ng; 1,486 Np. Двупреломление 0,172. Особенности. Разнозернистый в одном шлифе, не идиоморфен, лапчатые очертания, спайность по ромбоэдру, полисинтетические двойники. На сколе отбеливается.

Доломит (CaMg(CO3)2). 1,679 Ng; 1,500 Np. Двупреломление 0,181. Особенности. Поли-равно-мелкозернистый, субидиоморфный, спайность по ромбоэдру, псевдоабсорбция. На сколе желтеет.

Сидерит (FeCO3). 1,875 Ng; 1,633 Np. Двупреломление 0,242. Микро-равно-мелкозернистый, идиоморфный, бурый, спайность по ромбоэдру, псевдоабсорбция. На сколе краснеет.