↑ Образование  конкреций

Пожалуй, самым ярким процессом диагенеза является образование конкреций. Конкреции — это обособленные от вмещающей породы по форме и составу тела, которые образуются в результате своеобразных процессов концентрирования вещества в осадке. Это не строгое определение конкреций, но оно отражает существо дела. Дело в том, что специалисты в области изучения конкреций, а наиболее известными в бывшем СССР учеными в этой области являются _._. Македонов и П.В .Зарицкий, которые называют свою науку конкрециологией, чрезвычайно расширяют круг объектов своей науки, относя к конкрециям даже атмосферные осадки в виде града. Ради интереса замечу, что Н.М. Страхов, изучая отложения мелового возраста на Северном Кавказе, назвал конкрецией залегающий в этих отложениях пласт сидерита, протягивающийся от Новороссийска до Сочи. Основанием для такого отнесения было то, что Н.М. Страхов считал, что этот пласт образовался на стадии диагенеза по конкреционному механизму.

Конкреции бывают карбонатные, сульфатные, кремневые, сульфидные, фосфоритовые, состоящие из окислов железа и марганца, и другого состава. Конкреции чаще всего имеют размер от нескольких миллиметров до полуметра. Хотя некоторые конкреции могут образовываться не только на стадии диагенеза (например, железо–марганцевые конкреции образуются отчасти в седиментогенезе), все–таки наиболее типичны они для диагенетической стадии.

Чтобы познакомиться с этим очень интересным продуктом стадии диагенеза, рассмотрим три вида конкреций, которые имеются в осадочном чехле на территории Беларуси. Это кремневые конкреции в отложениях верхнего мела и верхнего девона, карбонатные конкреции в отложениях верхнего девона, сульфидные конкреции в отложениях карбона и юры.

↑ Кремневые  конкреции

Кремневые конкреции, о которых мы хотим рассказать, называются ещё желваковыми кремнями. Они встречаются, как правило, в карбонатных отложениях и распространены во многих регионах мира, особенно “предпочитая” отложения мелового возраста. На территории Беларуси кремневые конкреции приурочены к карбонатным отложениям верхнего девона и верхнего мела.

Желваковые кремни хорошо представлены в верхнедевонских (франских, семилукских) карбонатных отложениях бассейна Западной Двины, где они образуют стратиграфически выдержанные горизонты, наблюдаемые в береговых обнажениях и карьерах близ г.Витебска (Верховье, Руба, Гралево) и прослеживаемые на сотни километров на запад до г.Риги.

В доломитах карьера Гралёво установлено 9–11 горизонтов кремней мощностью 5–20 см, локализованных в толстоплитчатых доломитах и приуроченных к плоскостях напластования доломитов. Горизонты с кремнями удалены друг от друга на 20–100 см и имеют вид ниток с нанизанными чётками. Кремнесодержащие доломиты — это быстро литифицировавшиеся образования мелкого шельфа с остатками богатой и разнообразной фауны.

Кремневмещающие отложения позднемелового возраста на территории Беларуси — пелагические слаболитифицированные образования формации писчего мела, широко развитой в Европе и на Ближнем Востоке. Кремни встречаются в верхнемеловых отложениях всех ярусов (от турона до маастрихта). Наибольшая распространённость желваков кремня присуща западным районам Беларуси. Кремни можно хорошо наблюдать в меловых карьерах (Берёза, Грандичи под Гродно, в районе Волковыска). В разрезах кремневые желваки образуют чётковидные горизонты мощностью 3–30 см, приуроченные к плоскостям отдельности мела, отстоящим друг от друга на 30–60 см. На отрезке мелового разреза в 10–15 м, наблюдаемом в карьерах, насчитывается до 6–7 горизонтов кремней. Иногда плоскости отдельности трассируются “раковинными мостовыми”. Кстати, стоит сказать, что и в девонских, и в меловых отложениях кремни приурочены к плоскостям напластования (отдельности). Природа поверхностей (плоскостей) напластования (отдельности) связана с периодическими изменениями условий осадконакопления. Вероятнее всего, эти поверхности отмечают паузы в седиментации, сопровождавшиеся некоторой литификацией осадка (мы эти вещи рассматривали в предыдущей лекции при обсуждении диагенеза карбонатов).

Петрография. Форма, размеры и текстуры кремневых желваков из девонских отложений сильно варьируют. Наиболее часты выделения изометрично–округлой, удлинённо-овальной и амёбовидной форм. Встречаются  также дискоидальные, веретеноподобные, цилиндрические, неправильно–угловатые и другие формы. Размеры кремней от 1 до 20 см; контакт их с вмещающими доломитами резкий.

Кремни обычно серые, светло–, реже тёмно–серые, однородные без видимой слоистости; нередки и концентрически–тонкополосчатые. Полосчатость определяется чередованием более светлых и более тёмных слойков, ширина которых изменяется от долей миллиметра до 1 см.

Желваки, как правило, окаймлены коркой (0,5–1,5 см и более), сложенной белым довольно рыхлым кремнезёмом. Известны случаи, когда процессом разрушения (окор­кования) желваки охвачены полностью. Встречаются желваки целиком белые, иногда с сохранившимся ядром серого кремня.

Кремневые желваки девонских отложений переполнены остатками организмов (брахиоподы, гастроподы, остракоды, двустворки, водоросли), полностью замещённых кремнезёмом, многочисленны ходы илоедов. Следы раковин в кремнях не несут хотя бы слабо выраженных следов механической ломки, что свидетельствует о быстрой литификации желваков, что защищало раковины от уплотнения.

Для девонских кремней весьма характерна пятнисто–кружевная микротекстура, обусловленная распределением среди основной криптокристаллической (ниже разрешения оптического микроскопа) массы кремнезёма несколько более крупнозернистых — микрокристаллических (микрокварц <5–10 мкр) — участков различной формы, представляющих собой, по–видимому, былые остатки организмов. Часто крупные фаунистические остатки сложены мозаикой кристаллов так называемого мегакварца (20–2000 мкр и более). Встречаются каёмки обрастания стенок каверн и трещин в кремнях халцедоном (собирательный термин для обозначения волокнистых разновидностей кварца). Ещё одна структурная разновидность кремнезёма в кремнях встречается во внешних корках. Это почти изотропные агрегаты множества мельчайших кристаллов. Скопления дисперсных частиц такого кремнезёма в проходящем свете выглядят чёрными и бурыми, а в отраженном — из-за интенсивного рассеяния белыми. Такой кремнезём является продуктом разрушения кварца и называется маршаллитом.

Форма желваков кремня в меловых отложениях так же разнообразна, как и в девонских. Они так же чётко обособлены в писчем меле, как девонские — в доломитах. Размеры желваков — от нескольких сантиметров до метра.

Меловым кремням присущ чёрный и тёмно–серый цвет. Типичны чёрные кремни, просвечивающие в тонких сколах (флинты). Реже встречается серая и светло–серая окраски. Макротекстуры меловых кремней более однородны, чем девонских. Тонкополосчатых текстур, характерных для девонских желваков, в меловых кремнях не встречено. В меловых желваках часто отмечаются обширные ядра серого или светло–серого цвета, окруженные чёрной каймой толщиной до 3 см.

Отмечены желваки со сквозными отверстиями, гнёздами мела и белого мучнистого кремнезёма, с кавернами, стенки которых покрыты микродрузами кальцита.

Часто в поверхность желваков бывают впаяны многочисленные и разнообразные фаунистические остатки карбонатного состава. Нередко среди них наблюдаются крупные створки раковин иноцерамов, которые в результате растрескивания приобрели вид панциря черепахи. Такая трещиноватость свидетельствует о воздействии деформаций на раковины либо в процессе роста желваков, либо при их контракции в результате обезвоживания.

Кремням меловых отложений часто свойственна довольно однородная микротекстура, обусловленная равномерной укладкой крипто– или микрокристаллического кремнезёма. Вместе с тем, встречается и пятнисто–кружевная текстура, связанная с выделениями микрокристаллического кварца, реже мегакварца на криптокристаллическом фоне.

Разнообразие в довольно однородную текстурно–структурную характеристику меловых кремней вносят редкие каверны и септариевые трещины, возникающие при усадке (обезвоживании) конкреций (это конкреции–септарии), инкрустированные кристаллами мегакварца, а также палеонтологические остатки, которые часто сохраняют свойственный скелетам организмов при жизни карбонатный состав, но иногда замещены кремнезёмом. Некоторые органические остатки (иглокожих, фораминифер, мшанок, иноцерамов) легко узнаются. Определение других затруднительно. Предположительно в меловых кремнях установлены остатки радиолярий, кремневых губок, харофитов.

Встречаются меловые кремни с неизменённой поверхностью. Однако чаще она преобразована. В одном случае на поверхности желваков появляются многочисленные, то разрозненные, то в виде скоплений, иногда слившиеся между собой более светлые, чем фон, концентрические круги размером 3–30 мм. В другом — желваки окаймлены коркой (0,5–10 мм) относительно плотного, фарфороподобного сложения, окрашенной в белые, голубовато–белые и голубовато–серые цвета. В третьем случае корки на кремнях белые землисто–мучнистые и несколько более широкие (до 15 мм), чем фарфороподобные.

Микроскопическое изучение корок на меловых кремнях показывает, что они сложены кремнезёмом, текстурно почти не отличающимся от материала желваков, но значительно хуже реагирующим на проходящий, в том числе поляризованный свет; причём эта особенность сильнее проявляется в землисто–мучнистых корках, чем в фарфороподобных.

Три описанных случая состояния поверхности меловых кремней отражают прогрессирующее разрушение (маршаллитизацию) кремнезёма внешних частей желваков в пластовых условиях, близких к современным (уже после ухода моря) под воздействием пресных вод, характеризующихся слабощелочной реакцией среды вследствие растворения вмещающих карбонатных отложений.

Появление концентрических кругов, знаменующее собой начальный этап преобразования желваков, связано с диффузионным распределением агрессивных агентов (подщелоченной воды) в однородно пористой среде кремня вокруг центров, которыми были мелкие фрагменты карбонатных раковин. Эти центры являлись микрозонами повышенной проницаемости и микроочагами подщелачивания воды за счёт растворения карбонатных раковин (промокашка, в которую тыкают чернильной ручкой). Образование сначала фарфороподобных , а затем землисто–мучнистых корок — следующий этап разрушения поверхности кремней.

Вывод о способе образований желваков кремня, вытекающий из результатов петрографического изучения. Изучение текстур кремней из девонских и меловых отложений Беларуси показывает, что желваковое кремнеобразование в целом можно определить как постседиментационное явление, представляющее собой комбинацию двух процессов. Первый процесс — замещение кремнезёмом карбонатной матрицы. Его доказательством и одновременно доказательством постседиментационной природы кремней служит нахождение в них замещённых кремнезёмом карбонатных раковин и ходов илоедов. Второй процесс — рост желваковых тел путём цементации и расталкивания (оттеснения) субстрата. Доказательством этого процесса являются отсутствие реакционных контактов кремней с карбонатным субстратом, наличие в кремнях (главным образом в меловых) рассеянного карбонатного материала и значительного количества незамещённых карбонатных раковин, существенная часть которых сконцентрирована на поверхности желваков, а также сама желваковая (округлая) форма кремней как результат стремления к наиболее энергетически выгодной организации вещества, типичной для классических конкреций, образованных путём роста от центра к периферии с расталкиванием мягкого осадка.

Минералогия. С применением рентгеновского анализа и ИК–спектроскопии установлено следующее. 1) Во всех типах и девонских, и меловых кремней и развитых на них корок преобладающей минеральной фазой является a–кварц (в отличие от высокотемпературного b–кварца это низкотемпературный кварц). 2) В большинстве образцов кремней в качестве примеси присутствуют также a–тридимит и a–кристобалит, это так сказать, менее совершенные в кристаллическом отношении более растворимые низкотемпературные модификации кремнезёма. 3) В кремнях имеется очень незначительное количество аморфного кремнезёма. 4) С помощью специальной методики рентгеновского анализа было выявлено, что степень кристаллического совершенства кварца девонских кремней выше, чем меловых. Кварц корок на кремнях кристаллически менее совершенный, чем кварц самих кремней. Степень кристалличности кварца серых (ядер­ных) зон меловых кремней более высокая по сравнению с кварцем окружающих их чёрных участков, что свидетельствует о том, что увеличение степени кристалличности (перекристаллизация, или “вызревание”) кремнезёма в желваках шло изнутри к периферии.

С помощью электронной микроскопии прослежено две линии преобразования кремнезёма в кремнях. Первая линия — “вызревание” (перекристаллизация) изнутри исходной плотной (сливной) чёрной массы кремня, направленное на образование более кристалличной, с большим размером кварцевых микроагрегатов, несколько более пористой массы серого цвета (показать на рисунках). “Невызревший” кремнезём остался в виде толстых чёрных каёмок с периферии меловых желваков. Вторая линия — маршаллитизация (разрушение) исходного (чёрного) или “вызревшего” (серого) кремнезёма на поверхности желваков, приводящая к формированию корок, представляющих собой более или менее пористую массу, состоящую из кварца несколько худшей кристалличности, чем субстрат.

Геохимия. Сделано два интересных геохимических наблюдения, которые иллюстрируют связь природы желваковых кремней с характеристиками тех бассейнов осадконакопления, которые породили карбонатные осадки, в которых потом на стадии диагенеза сформировались кремневые конкреции. 1) Содержание бора в девонских кремнях составляет 15–40 г/т, а в меловых — 80–100 г/т, т.е. меловые кремни содержат ощутимо больше бора, чем девонские. Поскольку бор является индикатором солёности воды бассейнов седиментогенеза, можно заключить, что девонский бассейн был менее солёным, чем меловой. 2) Изотопный состав кислорода девонских кремней характеризуется средней величиной d¹⁸О, равной +27,1 ‰, а меловых — +32,6 ‰. Т.е. меловые кремни изотопно гораздо более тяжёлые по кислороду, чем девонские. Мы уже рассматривали в одной из лекций, что поверхностные воды континентов изотопно легче по кислороду, чем морские воды. (Это связано с тем, что в основе поверхностных вод континентов лежат атмосферные осадки, которые образуются при конденсации пара. А пар, поднимающийся с поверхности воды, в том числе и главным образом Мирового океана, всегда изотопно легче, чем испаряющаяся вода, поскольку в пар переходят более изотопно лёгкие молекулы H₂O). Поэтому, анализируя распределение изотопного состава кислорода между девонскими и меловыми кремнями, приходим к тому же выводу, что мы получили при изучении бора: меловой бассейн Беларуси был более солёным, чем девонский.

Насколько наши выводы, сделанные на основании геохимических исследований верны с общегеологических позиций? Эпиконтинентальные пелагические литофации писчего мела Беларуси — продукт крупнейшего в истории Земли талассократического периода, когда площадь Мирового океана распространилась более чем на 80 % всей поверхности земного шара. Эпиконтинентальное меловое море Беларуси было связано с океаном, и состав огромной и единой массы воды в Мировом океане мелового периода слабо реагировал на влияние пресного континентального стока. Девон же — геократический период, для которого было свойственно формирование лагунно–континенталь­ных осадков, значительная разобщённость морских водоёмов и их частей. Это приводило в одних бассейнах к периодическому течению эвапоритового процесса, а в других — к эпизодическому опреснению морской воды. К последним относился и девонский бассейн осадконакопления на северо–востоке Беларуси, что, в частности, подтверждается произрастанием в нём харовых водорослей (пласты харацита), живущих в опреснённой воде.

Общая схема образования и преобразования желваков кремня. Общая схема образования и преобразования кремневых желваков в карбонатных отложениях Беларуси представляется состоящей из следующих этапов.

I. В периодически повторявшиеся отрезки франского века (поздний девон) и позднемеловой эпохи в связи с геологическими событиями (например, извержениями вулканов), которые могли иметь место в регионах, весьма удалённых от территории Беларуси, морские течения привносят SiO₂ в бассейн осадконакопления. Наступает расцвет кремневых организмов (радиолярии, губки, диатомеи).

II. Кремневые скелеты, состоящие из легкорастворимых модификаций SiO₂, растворяются в осадке. Повышается концентрация SiO₂ в иловой воде.

III. Падение рН вокруг карбонатных раковин (а они концентрируются на плоскостях напластования) в зоне сульфат–редукции приводит к отложению SiO₂, снижению здесь его концентрации в растворе и диффузии SiO₂ к этим участкам из окружающего осадка (раковины гастропод, иглокожих, фораминифер, иноцерамов и др. и ходы илоедов были центрами зарождения кремней, а горизонты скопления органических остатков — местами будущих желваковых горизонтов).

IIIа. Идёт формирование скелета желвака в результате цементации осадка опалом–А и опалом–СТ (опал–А — аморфный кремнезём, опал–СТ — кристобалит–тридимитовый кремнезём).

IIIб. С периферии продолжается наращивание скелета желвака, а внутри происходит замещение карбонатного субстрата кремнезёмом и “вызревание” последнего (опал–А превращается в опал–СТ, а опал–СТ — в кварц) (замещение осуществляется под влиянием кристаллизационного давления на контакте выпадающих кристаллов SiO₂ и карбонатных зёрен).

IIIв. Наращивание скелета желвака прекращается, идёт преобразование внутренних частей: произошло полное замещение субстрата и превращение опала–А в опал–СТ, кварцевые зоны расширились.

IIIг. Происходит дальнейшее “вызревание”: опала–СТ уже нет, ядра сложены кварцем большей кристалличности, чем окружающие участки.

IV. Желваковый горизонт выведен в зону действия пресных метеогенных вод.

IVа. Сформировалась корка из маршаллитизированного кварца.

Когда мы выводили схему формирования желваковых кремней в карбонатных отложениях, мы в основном делали акцент на те общие черты, которые выявили при изучении их петрографии, минералогии и геохимии девонских и меловых кремней. Эти общие черты в основном таковы: а) залегание в карбонатных отложениях, б) приуроченность к плоскостям напластования, в) близость морфологии, г) обилие фаунистических остатков в желваках, д) близость минералогического состава, е) наличие корок на желваках.

Вместе с тем, есть и разница между девонскими и меловыми кремнями: а) кварц, слагающий девонские желваки, кристаллически более совершенный, чем кварц меловых кремней, что, возможно связано с геологическим возрастом, б) девонские кремни имеют более выраженные корки, подверглись в большей степени разрушению, чем меловые; это, возможно, связано с большим временем нахождения в зоне пресных вод и большей проницаемостью девонских отложений, чем меловых, в) при образовании девонских кремней большую роль играл процесс замещения кремнезёмом карбонатного субстрата, а не расталкивания и оттеснения осадка, как в меловых, что связано с более быстрой литификацией мелководных девонских отложений, чем  относительно глубоководных меловых, г) содержание бора и изотопный состав кислорода в девонских и меловых кремнях различаются, что связано с разной солёностью (и палеогеогеграфией) девонского и мелового бассейнов осадконакопления.

Вот так в общих чертах образуются, преобразуются и изучаются типичнейшие продукты диагенеза — кремневые конкреции, или кремневые желваки.

Мы весьма подробно рассмотрели кремневые конкреции. На разборе карбонатных и сульфидных конкреций мы не будем останавливаться столь детально. Подчеркнём лишь наиболее интересные моменты, которые можно выявить, изучая эти конкреции.

↑ Карбонатные конкреции

В глинисто–карбонатных и карбонатно–глинистых отложениях межсолевой девонской толщи Припятского прогиба довольно широко распространены  карбонатные конкреции. Форма конкреций разнообразна: линзовидная, эллипсоидная, бобовидная, лепёшковидная, неправильная, но обычно удлинённая — параллельно слоистости вмещающих пород. Минимальный размер конкреций, определяемый в шлифах, составляет доли миллиметра. Максимальный размер конкреций по керну определить затруднительно, однако конкреции в 15–20 см наблюдались. Конкреции имеют чёткий контакт с вмещающими породами. Часто прослеживается огибание конкреций слоями пород сверху и снизу (рисунок). Это свидетельствует о том, что в то время, когда формировались конкреции, осадок был ещё пластичным, т.е. это происходило скорее всего на стадии диагенеза. Огибание конкреций слоями вмещающих отложений обусловлено либо уплотнением осадка после образования конкреции, либо расталкиванием осадка растущей конкрецией. Иногда верхние слои вмещающей породы огибают конкрецию, а нижние — лежат горизонтально (рисунок). Это свидетельствует о том, что нижняя часть осадка к моменту конкрециеобразования была уже в какой–то мере литифицирована. Возможно, здесь мы имеем дело с паузой в осадконакоплении, приводившей к формированию литифицированной корки на морском дне, о чём мы говорили при рассмотрении диагенеза карбонатных осадков.

Породы, вмещающие конкреции, представлены мергелями, глинистыми мергелями, карбонатными глинами и аргиллитами; характер карбонатности пород различный, встречаются известковые, доломитовые и переходные разности пород. Конкреции же сложены известняками, глинистыми известняками, реже мергелями в разной степени доломитовыми и доломитистыми. Уже из этого литологического описания видно, что конкреции богаче карбонатным материалом, чем вмещающие отложения. Химические исследования конкреций и вмещающих пород показывают, что приращение карбонатности в конкрециях обеспечивается во всех случаях добавкой известкового вещества, т.е. кальцита. Таким образом, можно сказать, что конкреции формировались в результате обогащения определенных участков карбонатно–глинистого или глинисто–карбонатного осадка кальцитом. Говорят, что в данном случае кальцит был конкрециеобразователем. Откуда же он брался? Ответить на этот вопрос нам поможет изотопный анализ углерода в конкрециях и вмещающих породах.

Оказывается, что изотопный состав углерода карбоната конкреций существенно более лёгкий, чем карбоната вмещающих отложений. Среднее d¹³С для изученных конкреций –5,9±0,4 ‰, а для вмещающих отложений — –1,7±0,2 ‰. Пределы колебаний d¹³С для конкреций –12,4...–1,2 ‰, а для вмещающих отложений — –4,3...+0,5 ‰. Эти данные свидетельствуют о том, что в конкрециеобразовании принимала участие углекислота (СО₂) органического происхождения. Изотопный состав её углерода (–26 ‰) значительно более лёгкий, чем углекислоты, содержащейся в морской воде, которая обеспечивает образование обычных морских седиментационных карбонатов, имеющих d¹³C около нуля. Таким образом, устанавливается, что в процесс диагенетического конкрециеобразования была вовлечена изотопно лёгкая углекислота, выделяющаяся при разложении органического вещества, находящегося в осадке. Главным процессом такого разложения была бактериальная сульфат–редукция, которая состоит в окислении (разложении) органического вещества с выделением углекислоты и восстановлении сульфатной серы иловых растворов в сульфидную. Выделяющаяся при этом углекислота шла на постройку конкреционного карбоната.

Процесс карбонатного конкрециеобразования протекал следующим образом. Окисление рассеянного в осадке органического вещества кислородом сульфат–ионов с участием бактерий (иначе — бактериальная сульфат–редукция) обеспечивало генерацию органогенной углекислоты. На зародышах конкрециеобразования, которыми были большей частью карбонатные раковины, в силу разных причин начинали выпадать первые порции диагенетического карбоната (“спусковой крючок конкрециеобразования был нажат”). При этом в пределах этих участков падала концентрация углекислоты (она использовалась при кристаллизации карбоната). Возникал градиент в концентрациях СО₂ между этими участками и окружающим осадком. Это способствовало диффузионному потоку СО₂ к этим участкам, где и происходило выпадение новообразованного карбоната в виде цемента между частицами седиментационного карбоната. Так росли конкреции.

Чем больше было такой органогенной углекислоты, а значит и новообразованного с её участием карбоната по сравнению с имеющимся уже в осадке седиментационным карбонатом, тем более лёгкий изотопный состав углерода будут иметь конкреции. На этом основании некоторые исследователи (Я.Э. Юдович) выделяют типы диагенеза.

Например, так называемые доманиковые отложения (девон) Урало–Поволжья содержат большое количество изотопно тяжёлого седиментационного карбоната; поэтому карбонатные конкреции, которые образовались в этих отложениях, незначительно облегчены по углероду относительно вмещающих пород. Это — доманиковый тип диагенеза. В юрских отложениях баженовской свиты Западной Сибири очень мало седиментационного карбоната; поэтому здесь почти весь конкреционный углерод произошёл от разложения органического вещества. Здесь конкреции имеют весьма лёгкий изотопный состав углерода. Это — баженовский тип диагенеза. Конкреции с промежуточным изотопным составом углерода свойственны диагенезу оксфордского типа.

В межсолевых же отложениях Припятского прогиба, с чего мы начали рассмотрение карбонатных конкреций, встречаются конкреции разных типов и с разным изотопным составом углерода в зависимости от карбонатности вмещающих отложений и количества органического вещества в осадке.

↑ Сульфидные конкреции

Из материалов изучения сульфидных конкреций в угленосных отложениях можно извлечь интересную информацию о литогенетической истории угленосных отложений. Покажем это на примере угленосных отложений Беларуси. На её территории установлено три этажа угленосности: карбоновый, юрский и неогеновый. Практически все угленосные толщи находятся в Припятском прогибе. И в карбоновых, и в юрских, и в неогеновых отложениях имеются сульфидные конкреции. Это стяжения пирита размером (1–5 см) массивной, реже радиально–лучистой текстуры с песчано–алевритовой примесью. В разрезе пиритовые конкреции тяготеют к угольным пластам или даже размещены в них. Неогеновые конкреции нами детально не изучались, а вот, что касается карбоновых и юрских, то интересно вот что.

Литологическими и палеогеографическими исследованиями установлено, что карбоновые угли паралические, т.е. прибрежно–морские, а юрские угли — континентальные (фации пойм рек и зарастающих озёрных водоёмов). Вместе с тем, изучение современных торфяных болот по всему земному шару, которые являются тем местом, где зарождаются угольные бассейны, показало, что сульфидные конкреции встречаются только в приморских болотах, а в болотах, расположенных на континенте, сульфидов нет. В частности, почти нет сульфидных минералов и в многочисленных белорусских болотах. Указанная особенность вполне понятна: для того, чтобы образовались сульфиды, а они в осадочных условиях образуются в процессе сульфат–редукции, нужны органическое вещество (оно есть и в морских, и в континентальных обстановках), и сульфатная сера, или сульфат–ионы (в морских и приморских обстановках сульфатов много, в континентальных, пресноводных — очень мало).

Почему же тогда есть (и немало) сульфидные конкреции в континентальных юрских отложениях?

Разобраться в этом вопросе опять же помогли данные изотопного анализа, на этот раз серы в сульфидных конкрециях. Изотопный состав серы пиритов из юрской толщи оказался существенно более лёгким, чем из карбоновой. Величина d³⁴S чаще всего укладывается в пределы: для юрских пиритов –34,6...–24,8 ‰, а для карбоновых пиритов — –19,4...–9,2 ‰. Фракционирование (разделение) изотопов серы в процессе сульфат–редукции таково, что образующийся сульфид обогащается лёгким изотопом (³²S), причём, чем более вяло протекает процесс редукции, тем разделение сильнее, тем сульфид изотопно более лёгкий. Может ли это дать какую–то подсказку нам для решения поставленного вопроса, почему в юрских углях есть пиритные конкреции, хотя их здесь, как–будто, быть не должно? Можно рассуждать так. Торфяные залежи карбона, которые потом в недрах дали буроугольные пласты, были насыщены морской водой практически с самого начала (прибрежно–морское угленакопление). Свежий торф исключительно активный материал, сульфат–редукция здесь протекала очень интенсивно. Юрские торфяные залежи образовались в пресной воде, потом они были погребены на некоторую глубину, началась углефикация, при этом реакционная сопособность торфяного или уже угольного материала была существенно снижена. Способность участвовать в активной сульфат–редукции у этого материала была сильно уменьшена. И только потом, через миллионы и десятки миллионов лет, этот материал получил возможность контактировать с морской водой, которая поступала сюда из морских бассейнов, отложения которых установлены в разрезах выше угленосных пластов и имеют на разных участках территории различный возраст, в том числе меловой и эоценовый. Поэтому понятно, что сульфат–редукция в юрских углях протекала вяло и привела к значительно более лёгкому изотопному составу серы образованных сульфидных минералов по сравнению с карбоновыми сульфидами, которые формировались в условиях исключительно интенсивного восстановления сульфатов.

Целью этой лекции было не только рассказать какие и как образуются конкреции, но и показать, какие методы применяются для их исследований, какие выводы при этом можно получить, какие далёкие причинно–следственные связи между геологическими явлениями выявляются при изучении конкреций.