Главная
Новости
Статьи
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон





















Яндекс.Метрика

Общие принципы разработки классификационных схем применительно к горным породам


Рассмотрим с междисциплинарных позиций некоторые общие проблемы и методологические установки естественно-научной классификации в приложении к горным породам.
Под классификацией будем понимать результат рассортировки совокупности изучаемых объектов на классы (в наиболее широком значении этого термина), приведенные в некоторую систему.
Классификационная деятельность (классифицирование) включает в себя операции таксономии (выбор границ, расчленение совокупности объектов на классы, типизацию объектов с целью выделения классов, отнесение объектов к фиксированному классу) и систематизации (построение классификационной системы в виде шкал или иных структурных логических схем с упорядочением и установленным соподчинением — иерархией классов).
Классификационное подразделение (класс) имеет некоторый содержательный (семантический) объем и границы. Классификационные признаки могут быть качественными и количественными; в последнем случае семантический объем класса имеет метрическую составляющую (например, содержание 90—100% песчаной фракции для песчаников).
Границы классов в любой классификации мыслятся как дискретные. Если количественные значения классификационного признака изменяются непрерывно (на числовой оси, на плоскости, в трехмерном объеме и т. д.), то дискретное разбиение на классы задается искусственно. Границы при этом называются условными, номинальными. С их помощью строятся условные классификационные шкалы, например, шкала гранулометрической классификации осадков. Подобные шкалы применимы во всех случаях, когда приемлемо представление о непрерывном изменении (континууме) количественных признаков, например, для химического или количественно-минералогического состава пород.
При построении условной (номинальной) шкалы классификацию по количественным признакам можно легко реализовать и поэтому следует соблюдать ряд обязательных общелогических требований: единство базы (в данном случае масштаба), однозначность границ, непересекаемость классов одного уровня, однозначное соподчинение классов разных уровней. Целесообразно выполнять также некоторые дополнительные требования логического и математического удобства (равноинтервальность классов одного уровня, простая схема перехода от малых классов к укрупненным, например, последовательно дихотомическая или другая кратно-численная структура деления и т. п.).
Номинальным (условным) границам на континууме противопоставляются неноминальные (дискретные), для которых характерны появление или исчезновение качественного признака (например, определенного минерала) либо скачок (разрыв) значений количественного (плотности породы, содержания в ней определенного химического компонента и т. п.). В классификациях по таким признакам также должны по возможности соблюдаться требования единства основания (выбора общего классификационного признака или набора признаков), однозначности границ, непересекаемости, однозначного соподчинения классов.
Пространственные дискретные границы в горных породах обычно выражены сменой минеральных фаз и петрографических структур. Ясно, что неноминальные границы в отличие от номинальных имеют объективный, онтологический прототип, т. е. представляют собой отыскиваемые исследователем инварианты.
Проявление или непроявление дискретных границ правомерно учитывать в целевой (частной) классификации осадочных пород по форме залегания. Так, отмечаются градационно-слоистые породы, следует выделять также дискретно-слоистые.
На базе качественных и дискретно изменяющихся количественных признаков классы могут быть заданы с помощью типизации — установления набора признаков, обязательных для каждого объекта данного класса. Отдельные признаки из этого набора, возможно, окажутся не разделяющими, а объединяющими разные классы. Поэтому таксономия на основе типизации не обязательно дает разбиение на непересекающиеся классы, т. е. однозначные границы. База классификации (набор признаков) выдерживается здесь в пределах только одного класса. Выделенные классы не поддаются детализации или загрублению. Практические неудобства типологической таксономии особенно ощутимы при большом числе признаков, учитываемых в качестве классификационных, и при большом числе классов в системе. При типологической таксономии затруднителен выбор номенклатуры для классов; очень часто для обозначения типов пород употребляются географические названия, не имеющие никакого отношения к классификационным признакам пород. Типологическая традиция, по-видимому, наиболее характерна для классификаций магматических пород, где сохраняется до сих пор. Типологическое направление классификации горных пород некоторыми исследователями критикуется. В данной книге типологический подход в явном виде использован на уровне разделения семейств осадочных пород: био-, грано- и кластоморфного. Использование этого подхода здесь оправдывается малым числом выделяемых таксонов и тем, что при определении принадлежности объектов (зерен, фракций, агрегата) к одному из трех таксонов петрограф ориентируется на минимум наиболее информативных структурно-морфологических, реже вещественных признаков. Типизация здесь видоизменена: набор конкретных диагностических признаков для отнесения объектов к одному и тому же классу может варьировать. Классификационная принадлежность определяется экспертным путем.
Явные преимущества перед типологической имеет классификация с упорядоченно вводимыми развязанными признаками, которые могут быть и качественными и количественными. Кроме разбиения, в нее входит упорядочение классов. На таком принципе построена иерархия классификационных подразделений пород в книге. Классы (в узком, ранговом смысле, принятом в книге) определяются по набору породообразующих минералов одинакового или близкого химического состава, семейства — по морфологической типологии частиц, группы — по присутствию конкретного породообразующего минерала или простого поднабора минералов одинакового или близкого состава (для био- и граноморфного семейств) и по размерности частиц (для кластоморфного семейства), петротипы — по количественному соотношению конкретных породообразующих минералов или их поднаборов и по их структурным особенностям.
Остановимся на самых общих, неспецифических генетических основаниях, которые должны быть так или иначе учтены в вещественноструктурной классификации любых горных пород.
Горные породы — объекты макрофизического уровня, на котором действуют молекулярные (химические), фазовые и механические процессы преобразования вещества. Здесь непосредственно функционируют лишь электромагнитное и гравитационное фундаментальные физические взаимодействия — оба дальнодействующие. К ним сводятся все физикохимические и механические процессы петрогенеза и, в частности, формирование осадочных пород. Таким образом, вполне правомерно выделение двух классов петрогенетических процессов, связанных с двумя видами фундаментальных взаимодействий.
Механические взаимодействия, отвечающие привычному понятию в технических науках и геологии, объединяют действия гравитационной, архимедовой и инерционных сил. Все эти силы сводятся к гравитационному взаимодействию ввиду тождественности гравитационной и инерционной масс. Старое разделение осадков на химические (включая биохимические) и механические (кластогенные и т. п.) опирается именно на предпосылку различия электромагнитного и гравитационного взаимодействий. В настоящей книге осадочные породы делятся на три семейства: био-, грано- и кластоморфное. В первом породообразующие элементы имеют в основе биогенное происхождение, во втором — кристаллизационное или связанное с аморфным отвердеванием, в третьем — обломочное. Следует иметь в виду, что биогенные минеральные частицы обычно тоже кристаллизационные, но генетически опосредованы биологической средой. Указанные физические генетические основания косвенно учитываются и на других ступенях используемой здесь классификации осадочных пород, поскольку и происхождение частиц, слагающих породу (начиная с фазовых индивидов), и природа агрегата породы неизбежно подчинены электромагнитному и гравитационному взаимодействиям; роль гравитационного, очевидно, возрастает от минерала к агрегату.
В литологии до сих пор нет согласованного системно-состоятельного определения самого класса осадочных пород, которое является в основе генетическим. Такое определение, по-видимому, должно разрабатываться в системе, учитывающей все известные ныне на Земле основные классы горных пород: породы осадочные, магматические, метаморфические (в широком смысле), импактитовые, метеоритные, искусственные (отвалы и т. п.) и другие геологические массы (природные жидкости, газы). Правомерной будет следующая схема определения. Осадочные породы Земли — это неискусственные твердофазные агрегаты, состоящие из материала земного происхождения, не связанного непосредственно с отвердеванием расплавов и падением космических тел; их образование локализовано в гидро- и атмосфере около поверхности земной коры и связано с процессами отложения и выветривания твердофазного агрегата. Эти породы являются неметаморфическими в том смысле, что возможные в них вторичные изменения агрегата сохраняют указанную необходимую сопряженность с поверхностью земной коры. Определение, конечно, может быть улучшено, но по принципиальной своей структуре оно представляется конструктивным в качестве многоцелевого. Оно фиксирует прежде всего положение осадочных пород в ряду горно-породных образований, встречающихся на Земле, и намечает принципиальные критерии отличия этого класса. В определении учитывается важнейший геологоструктурный элемент литогенетической системы — поверхность земной коры, которая выполняет в этой системе ключевую, управляющую роль. Данное определение связывает через только что отмеченный структурный элемент такие два различных литологических класса осадочных пород, как собственно осадочные (продукты отложения) и остаточные (породы кор выветривания). В нем заложены существенные предпосылки универсального определения осадочных горных пород планет и т. д. Учтенный в определении управляющий геолого-структурный элемент системы литогенеза (поверхность земной коры) дает основу для разработки новой проблемы — анализа механизмов воспроизведения осадочных пород.
Важное укрупненное генетическое подразделение горных пород — деление на классы фракционатов (продуктов фракционирования, расщепления вещества) и миктитов (продуктов смешения). Оно устраняет ориентацию петрологов только на признание фракционирования (дифференциации), которое до недавнего времени было почти самодовлеющим. Достаточно ясно, что на горно-породном уровне фактор смешения проявлен гораздо сильнее, чем на минеральном, где он ограничен твердофазной взаимной растворимостью (изоморфизмом). На уровне минеральных агрегатов (горных пород) появляется возможность неограниченного механического смешения фаз.
Общепонятна внешняя сторона фазового и химического фракционирования вещества, устанавливаемого при образовании магм и магматических пород, в процессах частичного плавления и кристаллизации, при образовании многих осадочных пород и руд, при частичном растворении и кристаллизации и т. д. Ho фракционирование вещества имеет принципиальную особенность, на которую в петрологии и литологии до сих пор почти не обращалось внимания. Фракционирование — такое расщепление вещества, при котором повышается уровень его структурной организации и понижается энтропия. Смешение — процесс, в котором снижается структурная организация вещества (увеличивается хаотичность) и растет энтропия. Таким образом, фракционирование и смешение — это две группы петрогенетических процессов не только контрастные между собой, но и имеющие глубокое физическое различие, связанное с изменением энтропии. Поскольку структура является носителем информации, а степень структурной упорядоченности сопряжена обратной зависимостью с энтропией, то можно сказать, что фракционирование и смешение имеют между собой принципиальное энтропийно-информационное различие. Это генетическое различие осадочных пород неявно отражено в подразделениях нижней ступени используемой классификации, названных петротипами (основными и смешанными). Основные петротипы, выделенные по максимуму (90—100%) содержаний одного минерала или простого набора химически одинаковых или близких минералов, почти заведомо связаны с фракционированием. Для нижней ступени классификации горных пород существенно важным может быть квазивидовое подразделение, аналогичное дискретному видовому в биологии. Формирование дискретных квазивидовых петрографических групп (отвечающих основным петротипам) — наиболее эффективный способ фракционирования. Фракционирование в литогенезе во многих случаях идет как непрерывное (в макрофизическом смысле) изменение состава минерального агрегата (например, постепенное повышение концентрации рудного минерала в осадке при формировании россыпи). Таким образом, имеется объективная предпосылка генетического подразделения горных пород на дискретные (квазивидовые) и непрерывные (градационные) фракционаты. Квазивидовые группы пород — фракционаты — как раз хорошо представлены теми петротипами, которые названы основными.
Теперь остановимся на обобщенной квазивидовой модели воспроизведения (тиражирования). С ее позиций можно дать общую генетическую интерпретацию многих основных петротипов и прояснить онтологию этого подразделения.
Квазивидовая модель воспроизведения (тиражирования) представляет собой систему S = <К, О0, f, I0>. В ней f — функция — закон композиции системы, а остальные компоненты — структурные (композиционные) элементы системы; К — стандартный дискретный управляющий (в информационном смысле кодовый) элемент, который обладает фиксированным набором физических или иных функциональных свойств, позволяющих реагировать только на ограниченный фрагмент O0 поля состояний среды O. При этом возникает идеальный стандартный индивид I0, описываемый набором обязательных феноменологических (фенотипических видовых) признаков, детерминированных свойствами управляющего элемента К. Пару К, O0 можно назвать критическим фрагментом системы воспроизведения.
Элемент К обладает способностью стандартного выбора. Фактический индивид I в акте тиражирования может получить помимо обязательных (фенотипических видовых) какие-либо индивидуальные феноменологические признаки, зависящие от ограниченных нарушений стандартности элемента К и случайных факторов среды.
Индивиды I, возникающие на базе стандартного элемента К, образуют одновидовую группу (одновидовую популяцию) Р, в которой фенотипические признаки (качественные и количественные) выражены уже в статистической форме — форме видовых мод.
При заметных отклонениях от идеальности модель воспроизведения приобретает смысл менее строгой, статистически приближенной, квазивидовой модели, что вообще характерно для макрофизического, в том числе горно-породного уровня стихийной организации вещества.
Таким образом, при использовании видовой (квазивидовой) модели требуется вычленить в системе воспроизведения стандартный дискретный управляющий элемент, который по присущим ему свойствам способен обеспечить выбор благоприятных условий среды и при наличии последних воспроизводить близкосходные образования. Управляющий элемент в системе воспроизведения квазивидовой группы горных пород всегда имеет дискретно-фазовую природу, он представлен, как правило, минеральными фазами. Модель предполагает выделение категории индивида — дискретно обособленного объекта, что на уровне горных пород не всегда очевидно.
Изложим соображения, касающиеся индивида осадочной горной породы: слоя и его границ.
Без учета генетических соображений нельзя определить понятие слоя. Слой — общенаучный термин свободного пользования. В осадочной петрографии есть тенденция закреплять этот термин за элементарными дискретно ограниченными телами осадочных пород, хотя часто так же называют различающиеся зоны осадочной породы без уловимых дискретных границ. Есть все основания утверждать, что геолог в понятие слоя всегда вкладывает кроме фактических вещественно-структурных предпосылок еще неявную генетическую, а именно то, что данный агрегат образован накоплением материала под контролем некоторой физической поверхности. Горно-породный слой следует определить как образованный под контролем исходной физической поверхности агрегат твердофазных частиц мощностью в одну частицу и более, причем двумерная протяженность слоя одночастичной мощности вдоль указанной поверхности намного больше, чем одна частица. Это формализованное определение помогает выделить слои в усложненной ситуации, например в осадочных дайках. Контролирующей границей при образовании слоя всегда является межфазный раздел. Обычно — это свободная поверхность твердого тела (при отложении гравитационных, хемогенных, биогенных осадков), а иногда граница флюидных фаз (начальное формирование слоя льда на поверхности воды). Предпосылка контролирующей поверхности, заложенной в определении слоя, ценна тем, что из нее следуют возможные критерии выявления слоистости: планпараллельное расположение частиц, наличие градиентов их крупности и плотности, наличие дискретных межслойных границ.
Нельзя без генетической интерпретации состоятельно определить осадочные дискретные границы (наилучшим для их обозначения представляется термин межслоевой контакт). Межпородный контакт вообще следует понимать как поверхность, характеризуемую выявленным скачком изменения вещественно-структурных признаков. Эти признаки могут быть качественными (смена минералов, структурное несогласие и т. п.) и количественными. В последнем случае при переходе через контакт устанавливается выпадение интервала значений признака (ясный разрыв по цвету, по содержанию компонента в одноименном минерале и т. д.). В горной породе, как твердофазном агрегате, указанные признаки контакта всегда сопряжены со сменой характера и состава твердых фаз. В осадочной породе дискретная граница может быть, как известно, первичной либо вторичной. Седиментолога особо интересуют первично-осадочные контакты. И для отнесения межслоевого контакта к этому классу совершенно необходимо мотивировать ряд генетических моментов. Надо сделать наблюдения, подтверждающие, что конкретный рассматриваемый контакт был поверхностью фазовой границы раннего слоя со средой до oтлoжeния верхнего. Об этом могут свидетельствовать ориентировка зерен в нижнем слое субпараллельно этому контакту и некоторые другие признаки. Необходимо показать, что контакт возник в результате перерыва накопления перед отложением слоя (возможно с разрушением или иным изменением предыдущего), либо последующий слой отложился на первом без перерыва, при внезапной смене седиментационного механизма (например, смене химического отложения механическим). При недостатке положительных вещественно-структурных подтверждений нужно проверить и опровергнуть возможные генетические версии о вторичной природе контакта. При этом придется использовать весь арсенал макроскопических и микропетрографических методов. Таким образом, невозможно отнести седиментационные границы к классу первичных без учета генетического механизма.
В связи с подразделением межслоевых отношений на дискретные (межслоевые контакты) и отношения с постепенным переходом нужно отметить особый методологический момент. Представление о непрерывном изменении состава и структуры в теле горной породы, в том числе и при так называемых непрерывных переходах между слоями, неявно основывается на модели континуума. Горная порода в этом случае рассматривается как предметный континуум. Ho континуальный подход наталкивается на принципиальное затруднение, связанное с особой информационно-энтропийной обстановкой исследования. Дело в том, что само понятие континуума содержит в качестве необходимой предпосылки неразличимость пар объектов (точнее, пар значений их признаков) в изучаемом ряду.
Неразличимость же (или повышение неопределенности в системе) необходимо сопряжена с ростом энтропии. В то же время неразличимость (и, следовательно, утверждение о континууме) непосредственно зависит от точности измерений, которую в принципе нельзя сделать произвольно большой. Поэтому так называемую непрерывность, если она устанавливается эмпирически (по вещественно-структурным признакам), нельзя понимать просто как недискретность. Слои с «постепенными переходами» — это лишь случай, в котором при данном выборе признаков и при достигнутой точности измерения не обнаружена дискретность. Класс непрерывных объектов состоит в принципе из возможных «истинно непрерывных» (недискретных) и эмпирически не отличимых от них дискретных. Другими словами, постепенные переходы относительно мало информативны. Дискретный контакт, как уже отмечено, может быть вполне однозначно установлен по скачку изменения какого-либо вещественно-структурного признака.
С учетом сказанного можно сделать важный методический вывод, что при изучении и классификации тел горных пород с точки зрения дискретности и непрерывности внимание прежде всего должно быть направлено на выявление первой. Непрерывные переходы — это те, в которых при тщательном изучении не удается уловить дискретности.
Дискретные границы осадочных пород важны не только в описательном и классификационном плане. Структура дискретных границ позволяет выявить перерывы и внезапные смены состояния среды седиментации. Она важна как один из литостратиграфических показателей, а также структурных признаков, влияющих на рудоотложение и распределение флюидов в осадочных породах (геохимические экраны, водоупорные горизонты, ловушки углеводородных флюидов и т. п.).
Дискретные границы в осадочных породах принципиально важны с точки зрения развития общих, намеченных выше представлений о механизме воспроизведения горных пород, их онтогенезе, приспособлении к условиям и эволюции. Целенаправленное выявление и изучение дискретных границ позволит отчетливее представить категорию горно-породного индивида — структурного элемента системы воспроизведения горных пород.
В осадочной петрографии давно рассматривается проблема взаимоотношений между осадком как первоначальным скоплением твердофазного материала на земной поверхности и осадочной породой как бывшим осадком, потерявшим связь со средой осадкоотложения. Само по себе выделение стадии осадка в генезисе осадочной породы плодотворно, так как закрепляет в исследовании элемент онтогенетического подхода. Ho с системных позиций представляется несостоятельным терминологическое противопоставление осадка и осадочной породы, принятое большинством литологов. Ситуация здесь, по существу, точно отвечает тому трудно вообразимому случаю, как если бы ребенка запрещалось называть человеком. Выход из этой ситуации, очевидно, весьма прост: кроме распространенного толкования термина осадочная порода в узком смысле, должно быть допущено толкование его и в широком, включающем и стадию осадка. Совершенно необходимо единое обозначение объекта осадочной петрографии как целостного феномена. Осадочная порода в широком смысле в качестве генетической классификационной предпосылки включает онтогенез.
Уместно рассмотреть с позиций обобщенной модели воспроизведения механизм становления флюидной среды седиментогенеза и порожденные им вещественно-структурные ее черты. Флюидная среда осадкообразования — это слой, в котором идут перенос и осаждение растворенного и взвешенного материала. Непосредственным управляющим структурным элементом формирования слоя флюидной среды естественно считать свободную поверхность твердофазной коры Земли — гравитирующего планетного тела. Вектор силы тяжести в каждой точке этой поверхности направлен к центру масс планеты. Для наших целей будет полезно рассматривать эту управляющую поверхность формально как гравитирующую.
Гравитирующая поверхность сама по себе способна определить малый набор обязательных, фенотипических признаков жидкостного или газообразного слоя над ней — ненулевой градиент гидростатического давления и плотности и критический угол (а -> 90°) между вектором силы тяжести и изоповерхностями плотности. Эти изоповерхности так же, как и свободная поверхность слоя воды, в принципе сфероидально-выпуклы. Здесь мы имеем очень простой управляющий механизм и простой порождаемый фенотип.
Атмосферу планеты как неконденсированную, газовую фазу можно представить в виде одного огромного индивида. He вдаваясь в проблему индивидуализации частей водной оболочки, отметим, что дискретность элементов порождающей осадки наземпой ее части (водоемы, водотоки) целиком контролируется формой поверхности рельефа гравитирующей планеты. Впадипы и тальвеговые отрицательные формы рельефа определяют локализацию, направляют разрастание, морфологическую эволюцию индивидов водной среды.
Заметим, что управляющий элемент в рассматриваемом случае сам по себе не задает фенотипических признаков, касающихся фазового состава удерживаемого вещества, а также наличия фазовых (дискретных) границ во флюидном слое. Имеется лишь опорная твердофазная поверхность. Однако эта фазовая граница сохраняется (воспроизводится) в любой момент существования и эволюции системы осадок — среда. Гравитационное плотностное расслоение в однофазном жидком или газообразном слое макрофизически непрерывно, выражено гладко изменяющимся (без скачков) градиентом плотности.
Любая макрофизическая часть реальной гидросферы и атмосферы имеет не только гетероатомный химический, но и полифазный состав, учитывая взвеси в этих средах. Плотностное расслоение может сопровождаться появлением ненулевых градиентов концентраций химических и фазовых, в том числе минеральных, составляющих. Оси векторов этих градиентов совпадают с осями плотностных. Таким образом, феноменологическими признаками гравитационно расслоенных флюидных сред оказывается наличие химического и фазового расслоения; по эти признаки не вытекают из гравитационного механизма, они связаны с независимой от него химической и фазовой гетерогенностью и плотностями компонентов среды. Химическое расслоение в слое жидкости непрерывно в макрофизическом смысле. Гравитационное фазовое расслоение может быть дискретным (обычная фазовая граница воды и воздуха со скачком плотности и химического состава) либо континуальным в макрофизическом смысле (меняющаяся концентрация воды в тумане). Остальные, изменчивые, признаки слоя задаются переменными факторами состава и термодинамики этой среды.
Феноменологические вариации слоя среды седиментогенеза зависят еще от действия случайных по отношению к управляющему механизму инерционных сил, которые искажают плотностное расслоение и форму изоповерхностей плотности и границы вода — воздух. Современная теория динамики этих природных сред показывает, что в таких нарушениях большую роль играет преобразование энергии силы тяжести в энергию архимедовых, а затем инерционных сил.
Таким образом, форма поверхности рельефа коры гравитирующей планеты предопределяет фенотипические и другие структурные феноменологические признаки слоев самой среды седиментогенеза — атмосферы и наземной гидросферы. Приведенные рассуждения показывают полезность квазивидовой модели для понимания необходимой части литогенетической системы — седиментационной среды.
Рассмотрим теперь с позиций обобщенной модели воспроизведения некоторые петротипы осадочных пород, чтобы показать, что осадочные породы — фракционаты — должны группироваться в естественные таксоны — квазивидовые группы, которые представляют собой первый ранг надпородных образований, являющийся уже формационным.
Возьмем сначала самый распространенный осадочный процесс — формирование гравитационного слоя земного осадка, образуемого за счет взвешенных твердых фаз (пыль, суспензионные частицы) и частиц, доставляемых путем волочения и перекатывания, из флюидной (водной, воздушной) среды. Частицы осадка здесь могут быть грано-, био-, кластоморфными.
Как и в слое флюидной среды осадконакопления, управляющим структурным элементом процесса аккумуляции слоя из этих частиц следует считать свободную поверхность твердофазной коры гравитирующей Земли. Мы опускаем здесь случаи аккумуляции всплывающих твердофазных частиц на поверхности воды (лед, плавучие торфяные острова и т. п.). Для осаждающихся твердофазных частиц, начиная с некоторого цорога размеров, не имеют значения тонкие микродетали и пористость поверхности земной коры. Поэтому интересующий нас структурный элемент, направляющий аккумуляцию осадка, является поверхностью рельефа скальной породы или уже отложенного осадка в обычном представлении. Особенности этой свободной поверхности как структурного элемента, управляющего воспроизведением гравитационных слоев осадков, состоят в том, что она представляет собой поверхность твердофазного тела, фазовую границу с флюидной средой и однозначно связана с вектором силы тяжести. Флюидная среда обеспечивает пространство для накопления, хотя не обязательна для этого (не меньше был бы пригоден вакуум, как на Луне). Для развиваемого подхода важно, что новый осадок явно оттесняет флюидную среду, и кинематика массопереноса ясно задана именно управляющей свободной поверхностью осадка.
Гравитационное накопление и закрепление твердых частиц возможно лишь на тех площадках поверхности, где угол с вектором силы тяжести находится в некотором критическом интервале, а —> 90°, что предотвращает сползание материала. К этим площадкам относятся, в частности, котловинные на сопряжении сходящихся склонов. Данные площадки удовлетворяют критическим условиям несползания материала и контролируют непосредственно накопление осадка. В субаэральных условиях критически допустимый наклон площадок увеличен, а в подводных — уменьшен за счет оплывания осадка. Таким образом, мы имеем подобие экологического приспособления. Как раз субгоризонтальные площадки основания задают планпараллельную ориентировку неизометричных частиц, субгоризонтальное положение поверхности нарастающего слоя в каждый момент и наличие хотя бы одного пластообразного сегмента в слое. Кроме этих трех признаков, фенотипическими для слоя осадка должны быть ненулевой градиент литостатического давления и плотности материала, ориентированный однозначно по вектору силы тяжести — с повышением от кровли к почве слоя. В слое осадочной породы, потерявшем связь с флюидной средой, первичное направление вектора градиента гидростатического давления утрачивается, но для плотности оно либо сохраняется, либо может быть восстановлено.
Основные факторы, определяющие осаждение частиц в жидкости, учтены в известной формуле Стокса
v = 2gr2 (pc-pl)/9n
,
где v — скорость опускания твердой частицы, g — ускорение силы тяжести, рc — плотность твердой фазы, рl — плотность жидкости, n — вязкость, r — радиус частицы.
Из формулы видно, что скорость осаждения частицы прямо пропорциональна разности плотностей частицы и среды, т. е. связана с архимедовой силой. При рc > рr частица оседает, что является необходимым условием для роста гравитационного слоя, а при рc < рr всплывает (флотируется), что предотвращает осаждение и необходимо для формирования особого вида слоя — флотационного. Этот особый вид мы здесь не рассматриваем.
Из формулы Стокса также видно, что скорость опускания частицы пропорциональна квадрату радиуса и, следовательно, первой степени площади сечения частицы. Итак, быстрее опускаются частицы, имеющие большую плотность и размер. Необходимым признаком слоя должен быть не только илотностной, но и гранулометрический градиент (уменьшение размеров зерен от почвы к кровле слоя). Фенотипический признак гравитационного слоя — обязательное присутствие в нем зон с уменьшением частиц от почвы к кровле, что подтверждается преобладанием именно такой последовательности в разрезах механических осадков. Ta же гравитирующая площадка рельефа в зависимости от своего меняющегося наклона задает часть непостоянных морфологических признаков слоя, а именно: переменные формы нижней и отчасти верхней границы слоя.
Многие нефенотипические признаки гравитационного слоя возникают из-за вмешательства инерционных сил, т. е. течений во флюидной среде, когда накопление и удержание осадка обеспечиваются суммарным вектором гравитационной и инерционных сил. При этом накапливающийся осадок дополнительно «осваивает» некоторые локальные участки поверхности рельефа, существенно отклоняющиеся от горизонтального положения (потоковые косые слойки). Может нарушаться горизонтальность границ слоев (знаки ряби и др.) и т. д.
Случайными факторами по отношению к рассматриваемому механизму воспроизведения гравитационных слоев являются изменения гранулометрического и минералогического состава материала, поступающего в объем среды над поверхностью осадконакопления. С ними могут быть связаны стирание плотностных и гранулометрических градиентов в отдельных прослоях осадка и появление обратных последовательностей. Фенотипию гравитационных осадков могут нарушать биологические агенты (илоеды, ползающие животные, растения и др.).
Гравитационный механизм всегда является ведущим при формировании механических осадков. Здесь он не устраним и часто проявлен в чистом виде. Напротив, инерционные силы не обеспечивают устойчивого самостоятельного механизма генерации осадков. Соотношения между гравитационной и инерционными силами входят в число факторов среды, которые определяют, реализуется или не реализуется фенотип гравитационного осадка.
Описанный выше механизм воспроизведения гравитационных слоев осадка проявлен в достаточно чистом виде для частиц алевритовой, песчаной, псефитовой размерностей, удержание которых осуществляется силой тяжести. Радикально отличен механизм воспроизведения глинистых слоев.
Глинистая фракция природных рыхлых масс, как известно, отличается не только гранулометрическим, но и минеральным составом, что дало основание выделить группу глинистых минералов. Последние представляют собой слоистые алюмосиликаты, обычно с одной резко выраженной системой спайности, обусловливающей пластинчатую форму частиц. Установлено, что частицы размером менее 0,1 мм в водных потоках практически уже не окатываются. Плоская форма способствует тому, что глинистые частицы обладают аномально повышенным сцеплением — адгезией, с которой связаны повышенные адсорбционные свойства глин, пластичность, повышенная прочность осадка после обсыхания и т. д. Адгезия отражает ван-дер-ваальсовы и водородные химические связи. Сила адгезии становится ведущей при удержании глинистых частиц, превышая силу тяжести. Это ясно выражено резким спадом функции вовлечения со дна в поток частиц при уменьшении их размеров, начиная примерно с 0,1 мм. Для срыва глинистых частиц со дна требуется скорость потока на порядок больше, чем для срыва (начала волочения или сальтации) мелкого песка. Таким образом, поверхность дна (управляющий элемент в модели воспроизведения осадка) способна «вылавливать» адгезионным способом частицы глинистых минералов из потока и генерировать глинистый осадок. Неплоские, изометричные частицы алевритовой размерности могут в местах фиксации глинистых продолжать перемещаться и разрушаться, чем, по-видимому, можно объяснить глобальный дефицит мелкоалевритовых частиц на интервале около 0,05 мм в подводных и субаэральных осадках. Пелитовая же фракция образует глобальный максимум в гранулометрическом распределении частиц.
Итак, аккумуляция глинистого осадка опирается на специфический механизм, возникающий при перевесе электромагнитных сил адгезии над механическими, т. е. глинистые осадки следует рассматривать как отдельную квазивидовую группу. Критический интервал условий среды, обеспечивающий ввод в действие адгезионного механизма аккумуляции, определяется в основном плоскими формами частиц, преимущественно иловыми размерами материала, достаточно малыми скоростями потоков, увлажнением поверхности частиц. Внезапным вступлением в действие адгезионного механизма можно объяснить дискретные нижние границы глинистых слоев, необъяснимые с позиций гравитационного механизма.
Поскольку пелитовая фракция довольно тесно коррелируется с группой глинистых минералов, то понятно, что петротип глинистых осадков (квазивидовая группа, как выяснено выше) имеет свою глобальную петрохимическую моду, характеризующуюся повышенными количествами глинозема и конституционной воды.
Адгезия при аккумуляции осадка всегда взаимодействует с механическими силами, вызывающими гравитационное и инерционное движение потоков среды. Гравитационный механизм привносит в слой глинистого осадка плотностное расслоение, связанное с расслоением среды. Инерционные силы могут порождать некоторые особенности текстуры адгезионного слоя (первично негоризонтальная ориентирова частиц и др.) и поверхности его (следы ряби, размыва и т. п.).
Следующий пример, на котором можно показать действие механизма воспроизведения осадков, — строматолиты. В биологии, первой из естественных наук, где была обоснована идея генетического кода, возможности истолкования видовых признаков воспроизводимой особи на основе этого кода (генома) пока невелики из-за его особой сложности. Однако более простые управляющие механизмы воспроизведения признаков у биогенных объектов на надорганизменном уровне (колонии, строматолиты и др.) поддаются достаточно уверенной и конкретной расшифровке.
Управляющим структурным элементом системы воспроизведения строматолита, несомненно, следует считать закрепленную на неподвижной твердофазной поверхности дна водоема фотосинтезирующую микробную пленку (мат), в которой содержатся микроводоросли. Она представляет собой в основе связную пастообразную смесь органического состава. Очевидпые биофизические и физические свойства ее — фотосинтезирующая и минерализующая способности, дискретная фазовая обособленность, прямая зависимость биомассы и минералоотложения от удельной освещенности площадки, адгезия (прилипание) пленки к субстрату, гравитационное придерживание пленки на пологой поверхности и повышенное поверхностное натяжение. Они необходимым и достаточным образом предопределяют все фенотипические признаки строматолита, индивидом которого можно считать строматолитовый бугор, конус, столбик. Фенотипическими признаками являются светостремительное направление роста, локализация микробной пленки на верхней поверхности выступов, неплоская, куполообразная форма верхушек выступов с гладкой округло-менисковой поверхностью (фиксируется в формах минеральных слойков), выклинивание пленок и слойков в критических точках спада освещенности, обязательное сохранение впадин и желобов между выступами — необходимых коллекторов кластоморфного материала.
Минеральный состав биогерма, возможно, зависит от видового состава водорослей-минерализаторов, имеющих разные биохимические свойства. Ho для карбонатных строматолитов решающим фактором минералоотложения может оказаться просто повышенно-щелочная среда самой пленки. Критические требования со стороны описанного управляющего элемента к состоянию среды следующие: степень освещенности, превышающая некоторый порог; незастойный, однако не разрушающий гидродинамический режим, обеспечивающий отмыв пленки от экранирующего постороннего осадка; не превышающая некоторого порога загрязненность слоя воды взвесью, которая поглощает и отражает свет и дает осадок; ненулевая, но, по-видимому, не чрезмерная концентрация растворенных в воде питательных (углекислота, микроэлементы) и минералообразующих компонентов; не превосходящие некоторых порогов содержание токсических веществ в воде и уровень биофакторов экологического давления (фагоцитоз, поедание). При несоблюдении этих критических условий водорослевая пленка не возникает или гибнет, рост строматолита прекращается. Непостоянные феноменологические признаки строматолитов (высота, диаметр, вариации формы поперечного сечения столбиков, ветвление, появление дискретных слойков, кольцевых валиков или козырьков на боковых стенках, суточных слойков, сезонных стопок слойков, разной микроскульптуры на границах слойков и т. д.) определяются факторами, не связанными с обязательными функциональными свойствами пленки (вариации микробного состава и состояний среды в разрешенном критическом интервале).
Описанный механизм нетрудно трансформировать для онколитов, воспроизведение которых следует связать с микроводорослевыми минерализующими пленками на незакрепленных, хаотически сальтирующих по дну частицах. Для образования онколитов, по-видимому, благоприятен более активный гидродинамический режим среды, чем для строматолитов. Примечательно, что, несмотря на заведомо надорганизменную природу этих биоморфных породных образований, в них явно просматриваются черты организменной целостности (наличие подобия кода воспроизведения, фенотип) и экологического приспособления. Допустимый для воспроизведения и роста строматолитов и онколитов диапазон состояний среды представляет собой, в сущности, экологическую нишу. Это дает основание думать, что для петрологии может оказаться весьма полезным использование понятия об онтогенезе, экологическом отборе и экологической эволюции.
Прямое подобие приспособления биоминерального породообразования экологическому в данном случае выражается в светостремительном росте строматолита, в его ветвлении, позволяющем обойти экранированные участки поверхности и затененные зоны и т. д.
Еще один пример — железомарганцевые конкреции дна океана. В литературе уже выяснена в основных чертах физико-геологическая обстановка их петрогенеза. Эти осадочные тела примечательны своей четкой индивидуализацией, находятся на месте своего образования, сохраняя связь с материнской средой. Минеральный агрегат конкреции сложен смесью фаз гидроокисей Mn4+ и Mn2+ (тодорокит), гидратом Fe(OH)3, двуокисью 6МnO2. Этот состав свидетельствует об окислительной обстановке формирования конкреций; безводная MnO2 указывает на диагенетическую дегидратацию.
Опуская дискуссионные детали механизма формирования внешнего электрического слоя конкреции, ориентирующего на эту поверхность диффузию и аккумуляцию марганца и железа из наддонной морской и иловой воды, можем принять, что данный процесс извлечения сводится к кислотно-основному взаимодействию в слабощелочной среде. Процесс энергетически выгоден. Марганец и железо, поступающие в конкрецию из морской воды, несомненно проходят через гидратно-коллоидньте формы. Марганец может поступать в виде двухвалентных катионов (главная форма нахождения марганца в морской воде) и коллоидных частиц гидрата двуокиси.
Непрерывно самовоспроизводящийся объемно замкнутый фронт хемосорбции и кристаллизации является управляющим структурным элементом системы воспроизведения конкреций.
Скорость роста конкреций по радиоизотопным данным составляет несколько миллиметров за миллион лет, что хорошо согласуется с очень низкой концентрацией марганца в морской воде (2-10в-44 мг/л, при концентрации железа 1,3 мг/л). Свойство очень резкой адсорбционной избирательности поверхности конкреции к марганцу наиболее ярко характеризует управляющую роль этого структурного элемента в рассматриваемой системе воспроизведения, в качестве элемента, осуществляющего выбор.
Доставка взвеси гидроокислов марганца и железа в зону копкрецие-образования осуществляется гравитационной отсадкой их в толще воды и придонными течениями. Элементарные коллоидные частицы — мицеллы — участвуют в броуновском тепловом движении и, следовательно, в диффузии. Около поверхности растущей конкреции возникает зона пониженной концентрации коллоидных частиц, куда вдоль вектора градиента концентрации должны постоянно диффундировать новые частицы. Мицеллы и коллоидные хлопья поступают к поверхности конкреции из придонной воды также гидродинамическим путем. Элементарные коллоидные частицы могут диффундировать как в наддонной, так и отчасти в капиллярных водах осадка, подпитывая рост конкреции. Вероятны коагуляция мицелл в макрофизические стяжения (хлонья-флокулы), образование коллоидных пленок на выступах дна и на поверхности конкреций, а также микроконкреций в окисленном верхнем слое осадка. Поверхностным натяжением этих пленок объясняется гладкая поверхность молодых, растущих конкреций в полях четвертичных осадков. Гелеобразный характер первичной периферической пленки на конкрециях подтверждается трещинами синерезиса.
Кроме уже отмеченных критических требований к среде для образования железомарганцевых конкреций, необходимо, чтобы поступление ила на дно не превышало допустимого уровня. При его превышении конкреция должна захорониться и может практически прекратить рост. Возвышение части конкреции над дном имеет ту же приспособительную роль, что и бугор строматолита; с выступающей поверхности легко удаляется ил. Примечательно, что в смеси с железомарганцевым материалом конкреции отмечается только силикатно-глинистый материал, удерживаемый в основном за счет адгезии. Вместе с тем на форму конкреции несомненно оказывают влияние сила тяжести и течения. Они воздействуют на рост через перераспределение коллоидного и илового материала, несколько «сплющивают» конкрецию поперек горизонтальной плоскости, отчего она по мере роста приобретает дисковидную форму.
Внутри конкреций наблюдается концентрическая слоистость, в основном осцилляционная, в том числе связанная с изменением пропорции глинистого материала в слойках. Эта слоистость может быть связана в основном с изменениями режима течений и рядом других случайных факторов. Мощности слойков уменьшаются в зонах пониженной гидродинамической активности и при уменьшении глинистой примеси. Дискретные контакты слойков могли образоваться при временных прекращениях роста.
Ранние формы конкреций полигональны, унаследуют в сглаженном виде конфигурацию находящихся в их ядрах чужеродных твердофазных фрагментов — обломков разных горных пород, минеральных зерен и др. Роль затравки для начала роста конкреции могла выполнить любая твердофазная частица, способная по своим сорбционным свойствам осадить на себе пленку железомарганцевых гидроокислов, которая далее становится поверхностным активным сорбирующим слоем.
Первичное удержание рудного материала на поверхности конкреции в основе хемосорбционное. Сила тяжести, понятно, фиксирует конкрецию на поверхности осадка и вместе с инерционными силами потоков определяет «экологический ареал» распространения конкреций.
В слое окисленного ила встречаются только марганцевые микростяжения, а «экологической нишей» конкреций является именно поверхность дна; верхняя часть конкреции соприкасается с водой, а нижняя погружена в осадок. Есть некоторые различия в составе и структуре выступающей и погруженной частей конкреций. Иногда конкреция имеет экваториальный поясок (с утолщением слойков), который можно связать с небольшим оползанием и конвекционным прибиванием коллоидной пленки и глинистого ила к краям конкреции.
Региональная «экология» железомарганцевых конкреций имеет кроме познавательного интереса прямое отношение к прогнозу и оценке их запасов как рудного сырья. Эти образования распространены в зоне дна открытого океана на глубинах меньше, чем критическая глубина существования гидроокисных форм Fe3+ и Mn4+ (лизоклина), но больше, чем глубина устойчивости карбоната кальция, т. е. вне зоны карбонатных осадков. Это глубины приблизительно 5000—4500 м, ограничивающие слой воды мощностью 300—400 м. Благоприятна пелагическая область без существенного привноса терригенного материала и скелетных остатков планктона. Заметные феноменологические различия конкреций и их скоплений (локальных популяций) связаны с различиями гидродинамического режима, сопряженными в свою очередь с рельефом дна. На выровненных горизонтальных, существенно вершинных поверхностях (т. е. в участках с наиболее вялой динамикой придонных течений) развиты очень многочисленные (до 500 шт./м2 и более), часто сросшиеся, мелкие (1—5 см) конкреции, сравнительно гладкие, в основном полигональные, без экваториального пояска, тонкослоистые, без существенной примеси силикатно-глинистого материала. Марганцевый модуль понижен (1,9—4,5).
На участках, тяготеющих к пологим склонам дна, иногда со следами активного перемещения осадка и конкреций, последние менее многочисленны (порядка 100 шт./м2 и меньше), но в среднем более крупны (1—12 см) и имеют заметно большую суммарную массу. Конкреции здесь редко дают сростки. Форма преимущественно дисковидная, поверхность бугристая, выражен экваториальный поясок (утолщением слоев) в нижней части конкреции — рыхловатая микротекстура. Слоистость грубая, значительна примесь силикатно-глинистого материала. Марганцевый модуль повышен (3,8—7,5). Конкреции часто присыпаны с краев осадком и иногда захоронены. Феноменология ясно свидетельствует о важности придонных течений в доставке марганца в зону конкрециеобразования. Встречаются железомарганцевые корки (плиты) на поверхности осадков и скального дна. Для образования этих форм, по-видимому, нужна практически чистая от иловой взвеси придонная вода, что в пелагической зоне осуществляется редко.
Приведенные выше четыре примера (механические и глинистые осадки, карбонатные строматолиты, железомарганцевые конкреции), относящиеся к выделяемым в данной книге основным петротипам осадочных пород, показывают, во-первых, что петротип может представлять определенный «генотип», а точнее, имеет свой особый стандартный механизм воспроизведения пород и является квазивидовой группой. Во-вторых, осадочная горная порода как объемный минеральный агрегат аккумулируется посредством перемещения контролирующей поверхности — свободной поверхности (фронта) формирующегося осадка. Эта поверхность является не только морфологическим элементом, но и функционирующей физической, фазовой поверхностью, которая управляет формированием слоя осадка. Эти поверхности запечатлены в наблюдаемых контактах слоев, изоповерхностях свойств пород, ориентировке частиц. Таким образом, первично-осадочные границы и текстуры — это не только структурная классификационная характеристика осадочной породы, но и важный генетический показатель, требующий расшифровки. С определенными контролирующими поверхностями (фронтами дезинтеграции, растворения, метасоматоза) сопряжено и образование пород коры выветривания. Из рассмотренных примеров видны также возможности подхода к горно-породным осадочным телам с позиций онтогенеза и экологии.
Глинистые осадки, строматолиты и железомарганцевые конкреции — пример основных петротипов, являющихся породами-фракционатами. Воспроизведение глинистых осадков и конкреций, как мы видели, опирается на механизмы, связанные с определенными критическими минералами или группами минералов. Эти минералы не только оказываются составной частью соответствующих петротипов, но и определяют их образование. Основные петротипы дают много примеров воспроизведения пород, «закодированного» на отдельных минеральных фазах и группах близкородственных минералов и использующего разные физико-химические механизмы. Так, кварцевые пески, остаточные силициты, опалолиты гейзеров, осадочные кремни и микрокварциты представляют ряд пород, порожденных механизмами химического выветривания, коагуляции и кристаллизации из растворов. Для осадочных пород, кроме анхимономинеральных основных петротипов, характерны петротипы с нестехиометрическим соотношением минералов (глинистые породы, железомарганцевые конкреции и т. п.). Однако проявлены и механизмы, которые задают стехиометрические минеральные составы пород, например, эвтектические солевые осадки из конечных рассолов.
В заключение следует отметить, что многоцелевая классификация горных пород, разрабатываемая на вещественно-структурной основе, должна быть достаточно конструктивной во всех основных отношениях: как инструмент для упорядоченного описания их феноменологии, решения различных прикладных задач (литостратиграфических, рудопрогнозных, горно-технических и др.), а также для познания генезиса горных пород. Адекватность классификации этим целям во многом зависит от учета самых общих, принципиальных генетических предпосылок, относящихся к фундаментальным механизмам образования горных пород. В будущем целесообразно обратить внимание на возможность использования квази-видовых групп горных пород в качестве базового классификационного подразделения. Именно таким группам отвечают, как правило, основные петротипы, выделяемые в данной работе.
Высоко конструктивны в качестве многоцелевых классификации организмов в биологии на основе их видов, классификации видов (сортов) химических элементов и элементарных частиц. В них в качестве классификационных учитываются прежде всего феноменологические признаки, которые устанавливаются для объектов эмпирическим путем. Для горных пород и их тел это — вещественно-структурные признаки. Многоцелевая классификация призвана в первую очередь упорядочить выявление и описание обязательных (фенотипических, видовых) признаков. Ho те же виды (или сорта) объектов оказываются базовыми для генетических интерпретаций, каждый из них обнаруживает свой механизм воспроизведения; те же видовые группы (сорта) являются основой при решении всевозможных практических задач.
Имя:*
E-Mail:
Комментарий: