Аннотация (русский):
Дан обзор содержания учебного пособия для магистров и аспирантов вузов «Литология: разделы теории» автора О.В. Япаскурта. Рассмотрена методика интерпретации скрытых от прямого наблюдения процессов литификации осадков и осадочных горных пород и концептуальные основы учения о постседиментационном литогенезе.

Ключевые слова:
осадочные породы, генезис, эпигенезис, диагенез, катагенез, метагенез, процесс, фактор, типизация, система, формация.

Введение. О базовой терминологии, методологии и методах исследования генетических и эпигенетических процессов осадочного породообразования

Наука об осадочных образованиях Земли – литология (в англоязычной литературе sedimentology) базируется на трех фундаментальных принципах методологии научного исследования: генетичности, историзме и системности. 

Генетичность и историзм изначально присутствовали в работах классиков, как отечественных – Н.М. Страхова [70, 71], Г.Ф. Крашенинникова [31–33], так и зарубежных – У.Х. Твенхофела, Ф. Дж. Петтиджона, Э.К. Депплеса, Р.И. Фейербриджа, Дж. Чилингара [94–96] и др. Системный анализ информации о признаках осадочного процесса внедряется теперь, начиная с трудов В.В. Меннера и Н.Б. Вассоевича [14–16], Г.Ф. Крашенинникова и А.Н. Дмитриевского. Понятие генезис породы, ранее сводившийся в основном к характеристике ландшафтно-климатических условий осадконакопления, вбирает в себя, помимо названного аспекта, прежде всего процесс концентрирования веществ в осадке и их изменчивости по мере превращения осадка в горную породу. Последняя, будучи погребенной под более молодыми отложениями на глубинах от первых сотен метров до 7–10 км, претерпевает многоэтапные структурно-вещественные изменения на стадиях диагенеза, начального и глубинного катагенеза и метагенеза (описания см. в учебниках В.Г. Кузнецова (2011) [36–38], О.В. Япаскурта (2008) [91–93] и др.). Процессы минералогенеза и формирования физико-механических свойств таких пород мы суммируем понятием эпигенезис. Ему не придается детерминированный, стадиальный смысл. Эпигненезисом здесь именуются все постседиментационные (после накопления осадка) процессы возникновения и вторичного изменения горной породы, вплоть до тех моментов, когда она становится метаморфическим сланцем либо разрушается в обстановке субаэрального гипергенеза. 

Исследование процессов эпигенезиса и управляющих ими факторов среды породообразования осуществляют специфической методикой стадиального анализа литогенеза (термин, внедренный около середины прошлого века Н.М. Страховым [70, 71], широко используемый у нас, но не принятый в англоязычной литературе, хотя соответствующие его принципам исследования там интенсивно ведутся). Подробные описания приемов этого метода см. в книгах (Махнач [53, 54]; Япаскурт [88–92]). Главный принцип сводится к выявлению посредством оптических (поляризационно-микроскопических) и электронно-микроскопических наблюдений фрагмента породы стадийной последовательности формирования (либо разрушения) в ней минеральных и органических компонентов, в привязке к этапам определенных палеотектонических событий. Такого рода минералогенические процессы нигде не доступны нашему прямому наблюдению (вследствие их глубинности и длительности, намного превысившей срок жизни людского поколения). Об этих процессах можно судить косвенно, учитывая оставленные ими в породе определенные структурно-вещественные следы. Они доступны знанию только специалистов-литологов, и то не всех по причине явной недостаточности учебных часов, отводимых на освоение литологии в учебных программах большинства наших вузов. На геологическом факультете МГУ студентам по кафедре литологии и морской геологии стадиальный анализ преподается на третьем курсе, впоследствии знание его углубляется курсами магистерской программы.

Книги [88-92] восполняют вышеупомянутый пробел литологических знаний у широкого круга геологов, геохимиков и геофизиков. Ниже рассматриваются важнейшие аспекты их содержания.

Свидетели (структурно-вещественные признаки) эпигенетических процессов породообразования и породных изменений

Многолетним опытом литологических исследований установлено, что в составе большинства осадочных пород присутствуют как минимум две, а чаще несколько групп минералов, разных по времени их образования и способу образования. Их типоморфные признаки, а также сформированные ими структуры и некоторые текстуры (стилоллиты, швы флюидоразрыва, кливаж, сланцеватость и др.) несут в себе ценную информацию о постседиментационных процессах, их механизмах и последовательной сменяемости таковых на протяжении всего времени бытия изучаемой породы.

Расшифровку этой информации начинают с генетической типизации породообразующих компонентов (ПК). Сначала расчленяем их на две главные категории: I – аллотигенных, т.е. привнесенных к месту осадконакопления извне, и II – аутигенных, сформированных на этом же месте (возможно, в разное время) химическими, биохимическими или биологическими способами. 

Аллотигенные ПК характеризуются автономностью (независимостью от соседей) своей формы, вещественного состава и внутрикомпонентной микроструктуры. Подразделяются на пять видов: обломочные ПК (соответственно терригенные и эдафегенные, т.е. продукты разрушения и переотложения осадка на два водоема); вулканогенно-обломочные; биогенные и весьма редко находимые космогенные. (Описание их диагностических признаков см. [91, с. 84, 85].) 

Аутигенные ПК отличны от вышеназванных явной кристалличностью либо аморфностью их строения. Первый вариант – это кристаллизация минерала из ионного раствора, а второй – результат коагуляции коллоида. Кроме того, встречается еще один способ аутигенеза – это твердофазные изменения микроструктуры или химического состава аллотигенного минерала: кристаллобластез и трансформация кристаллической.

Все эти процессы осуществляются in situ, но бывают разновременными – во времена седиментации диагенеза осадка, превращаемого в породу и последиагенетических этапов стадий катагенеза и метагенеза. Конкретные признаки, по которым выявляется временная последовательность формирования нескольких внутрипородных ПК, описаны в учебниках [90–92] и монографиях: Коссовская [28]; Муравьев [57], Симанович [67], Япаскурт [90].

Морфология аутигенных ПК и способы их сочетания свидетельствуют о конкретных категориях процессов послеседиментационного породообразования. Рассмотрим некоторые из них.

Свидетели коррозионных и деформационно-коррозионных процессов искажения седиментогенных структур и донорства веществ для аутигенеза микроскопически заметны в основном в породах обломочных и вулканогенно-обломочных. Корродирование их аллотигенных ПК опознается по характерным зубчато-извилистым углублениям («коррозионным заливам»). Особая категория – микроструктуры гравитационной коррозии, т.е. частичного растворения обломочных частиц минерала под воздействием механического вдавливания в него соседних ПК, присущи породам, испытавшим на себе существенное литостатическое давление (Ps) вышележащих толщ, либо стрессовое давление (Pst) при тектонических дислокациях. Это выпукло-вогнутая (конформная) форма контактов двух кварцевых, полевошпатовых или других силикатных зерен песчаника, либо зубчатая (микростиллолитовая) граница их сочетания, либо клиновидная форма инкорпорации зерна в зерно.

Свидетели процессов аутигенеза – кристаллизации раствора, заполнившего пустотные пространства в осадке или осадочной породе, нагляднее всего представлены во всех разновидностях цемента песчаников. К той же категории относится регенерация аллотигенных минералов – результат возникновения и роста кристалла на поверхности аллотигенной «затравки» того же состава (кварца на кварце, альбита на плагиоклазе, кальцита на кальцитовом аллотигенном зерне и пр.). Диагностический признак (отличающий регенерацию от формирования пленочного вида цемента) четко фиксирует наблюдение шлифа в поляризационном микроскопе со скрещенными николями при полном повороте его предметного столика вместе со шлифом. В этом случае регенерационное новообразование дважды «угасает» и дважды просветляется синхронно с угасанием и просветлением аллотигенного минерала. Такого рода новообразования формируются в межкомпонентной водной среде. 

Свидетели метасоматического аутигенного минералообразования, порождаемого диффузионными процессами, в отличие от аутигенеза – это признак кристаллизации минерала не в пустотных ячейках, а в результате растворения агрегатов прежних минералов и кристаллизации тут же нового. Один из примеров – доломитизация известняка. Следы прежней матрицы не всегда бывают столь заметными, как в приведенном здесь примере, однако реликты дометосамотического вещества, как правило, выявляют электронно-микроскопические наблюдения.

Свидетели дегидратации и донорства аллотигенных слоистых силикатов вследствие процессов трансформации их кристаллических структур устанавливаются в основном лабораторными прецизионными методами – электронной микроскопией в сочетании с микрозондом [91, с. 101–104], хотя применительно к триоктаэдрическим слюдам с размерностью чешуй свыше 0,1 мм признаки трансформации бывают заметны и в поляризационном микроскопе [28], Япаскурт [91, с. 51–54; 90, с. 165–171].

Понятие «трансформация минералов» было введено французским исследователем глин Ж. Милло (1968) как преобразование минерала в иной вид в твердофазном состоянии, осуществленное с сохранением изначальной архитектуры его кристаллической решетки, внутри которой отдельные катионы либо анионы замещаются на привнесенные извне (из илового раствора, например) другие катионы, с непременным сохранением прежнего общего баланса электрических зарядов. При этом физические (оптические в том числе) свойства минерала – его цвет, показатели преломления, интерференционный спектр и другие претерпевают принципиальные изменения. Примеры: трансформации смектитов в иллит либо в хлорит через промежуточные смешанослойные образования, трансформации гидрослюды политипной модификации 1Md в иллит 2M1, а последнего – в серицит и мусковит; трансформация каолинита в диккит, трансформация биотита в иллит-хлоритовый агрегат с попутным высвобождением из кристаллической решетки части кремнезема, а также Fe и Ti в форме линзочек аутигенного кварца, нановключений титаномагнетита, анатаза, рутила и др. (Коссовская, 1962), часто встречаемые и также часто не замечаемые геологами изменения в осадке при его диагенезе и в породе на стадиях глубинного катагенеза и метагенеза.

Трансформационные процессы нередко обеспечивают изъятие из кристаллических решеток присущей им (и учтенной в формульной записи состава минерала) кристаллизационной воды. Наиболее заметен такой процесс при трансформациях смектитов в иллиты, когда из одной тонны монтмориллонита выжимается до 21 литра воды. Механизм такого процесса и расчетные данные см. в книге [77]. Упомянутый исследователь назвал этот процесс выжимания водного флюида из пластов глин в пласты песчаников или известняков элизионным катагенезом (отличая его от инфильтрационного катагенеза – последствия просачивания в песчаные пласты вод из субаэральной среды). Элизионный катагенез особо активизируется в земных недрах на глубине, где параметры температуры достигли или превысили значение 100°±20 °С. Эта зона совпадает с зоной нефтегенерации, по Н.Б. Вассоевичу [14], где высвободившаяся из глин вода создает аномально-повышенное внутрипластовое давление (Pf) и способствует межслоевой и межформационной миграции жидких углеводородов.

Свидетели внутрипластовой миграции флюидоразрыва, текстуры кливажа распространены в широком спектре пород (карбонатных, терригенных и глинистых), прошедших через разные этапы катагенеза и метагенеза. Их механизмы формирования и диагностические признаки подробно описаны в работах (Галкин [18]; Симанович [68], Япаскурт [91, 92] и др.).

Свидетели внутристратисферных давлений: литостатических (Ps), стрессовых (Pst) и флюидных (Pf) – это вышеописанные микроструктуры гравитационной коррозии аллотигенных компонентов обломочных и вулканогенно-обломочных пород; признаки обтекания слоями диагенетических конкреций; микроструктуры кристаллобластеза кварца аллотигенной и аутигенной природы, а также наличие в глине кластических даек и отторженцев от песчаного пласта (признаки Pf) – см. в описаниях и иллюстрациях недавней книги Н.В. Холодова [77].

Свидетели (прямые) и доводы (косвенные) о межслоевых, межформационных и межгеосферных миграциях газоводных флюидов и об источниках, привносимых и перераспределяемых ими веществ подробно охарактеризованы в работе [91, с. 118–125]. Обращаясь к ним, сначала отметим, что флюиды при катагенезе горных пород выполняют двоякую роль: обязательной среды аутигенеза за счет вещества исходного осадка (за счет его седиментофонда); переносчика вещества от иных пластов, свит, формаций или от иных геосфер.

Минералы, образованные в первой из вышеперечисленных обстановке, мы относим к категории унаследованного аутигенеза (символизируя ее как А1), а минералы, возникшие от чужеродных источников, – продукты не унаследованного аутигенеза (А2).

Признак А1 – это, прежде всего, парагенетическое единство микроструктур постседиментационного изменения аллотигенных ПК вместе с аутигенными ПК такого же состава, например, сочетание коррозии песчаных кварцевых зерен с их регенерацией в пределах единого слоя либо в соседних слоях. В последнем случае мы имеем свидетельство межпластовой миграции вещества. Подобные описания вариантов А1 (без соответствующего наименования) мы видим в определении «фация эпигенеза песчаных пород» у А.Г. Коссовской, В.Д. Шутова [28–30] и др., т.е. сообщества аутигенных минералов определенного состава в конкретных категориях песчаников, согласно их вещественной классификации: кварц-каолинит-диккитовая фация у платформенных кварцевых или полевошпатово-кварцевых разностей, кварцит-иллит-хлоритовая – у литокластитов, кварц-хлорит-цеолитовая у аркозов в передовых и краевых прогибах и пр. 

Неунаследованные образования А2 характеризуются бросающимися в глаза различиями составов седиментофонда и постседиментационных минералов. Наиболее выразительный пример: кальцитовый кристаллический зернистый цемент порового, базального или пойкилитового типов в кварцевых или существенно кварцевых (олигомиктовых) песчаниках аллювиального и эолового (не морского) генезиса. В этом варианте наличие седиментогенного карбонатного вещества, которое могло бы послужить источником для формирования аутигенного кальцита, совершенно исключено. Следовательно, приходится допускать версию о привносе сюда карбонатного вещества подземными водами. 

При различных тектонических событиях, обеспечивших открытость флюидно-породной системы, удаление из нее растворенного в воде углекислого газа провоцирует реакцию:

            ↑СО₂ + Н₂О + Са(НСО₃)₂ → СаСО₃.

раствор       твердая фаза 

При этом источники водного флюида могли быть разными: инфильтрационные воды от субаэральной среды, эксфильтрационные воды от нефтяных природных резервуаров, элизионные воды (см. выше) и, наконец, не исключена возможность притока ювенильных флюидов. Решение этого вопроса нуждается в комплексе методических приемов: помимо стадиального анализа, необходимы сведения об изотопии углерода и кислорода, а также анализы особенностей строения литолого-фациальных и палеотектонических профилей по исследуемой территории.

Выше обращалось внимание на камуфлированные признаки миграции флюидов. Реже удается наблюдать их прямые признаки. Это карбонатные или цеолитные «столбы» в описаниях Е.Е. Карнюшиной, Г.Н. Перозио и автора [91, с. 124]. На приведенной там фотографии обрыва на левом берегу р. Лены в полярной области Якутии видны отпрепарированные дайкоподобные «стенки», которые выступают вперед на фоне подмываемого водой обрыва. Он сложен относительно некрепкими, слабо сцементированными песками, алевритами и глинами с прослоями углей и с шаровидными кальцитовыми конкрециями в песках. Их слои простираются сквозь «стенки» непрерывно, а внутри «стенок» крепкость песчаников явно возрастает за счет порового кальцитового цемента, количество которого в «стенках» заметно возрастает сравнительно с кальцитовым цементом уплотненных песков в межпленочных промежутках. Здесь же геологическая съемка выявила систему малоамплитудных разломов и трещин одинакового со «стенками» простирания (субширотного).

Учитывая эти фактические данные, можно заключить, что здесь мы наблюдаем запечатленные постдиагенетической карбонатизацией следы вертикальной миграции флюидов из нижележащих породных комплексов. В данном регионе (платформенное крыло Приверхоянского передового прогиба) такая миграция могла произойти после раннемеловой эпохи – возраста вместивших «стенки» горных пород; скорее всего – в самом начале позднемезозойского этапа складкообразования и покровообразования в соседней Верхоянской складчатости надвиговой системе (СНС) мезозоид.

Некоторые свидетели динамотермальной послекатагенетической метаморфизации осадочной горной породы: кристаллобластез и самоочищение аллотигенного и аутигенного кварца – свойственны породам СНС и их дизьюнктивных структур на границах с платформенными отложениями. Это порождения Pst совместно с тепловыми эндогенными импульсами ΔТ. Их четко фиксируют два параметра: оба фактора – кристаллобластез кварца песчаных пород, а ΔТ – графитизация углистого вещества, которое инертно к фактору Pst в отдельности.

Кристаллобластез – это процесс перекристаллизации породообразующих компонентов в твердом их состоянии, без фазовых переходов, но при участии межкомпонентных растворов (так называемой кристаллизационной среды), т.е. этот процесс может быть причислен к категории А1.

На своей зачаточной стадии структуры бластеза достаточно уверенны и просто опознаются в петрографических шлифах с помощью попеременного включения и выключения анализатора в поляризационном микроскопе одновременно с вращением предметного столика [67]. В таком случае на границе соприкосновения двух аллотигенных кварцевых зерен выявляется частичное перемещение поля с оптической ориентировкой одного из зерен на территорию иначе ориентированного соседа. В итоге часть окраины зерна последнего просветляется и угасает (при скрещении николей) синхронно с первым зерном, что создает видимость захвата чужой территории. Эта разновидность бластеза названа И.М. Симановичем рекристаллизационным бластезом, возникающим под влиянием ΔТ.

Другая категория, названная рекристаллизационно-грануляционным бластезом, служит признаком наличия Pst. При этом на границах вдавленных друг в друга кварцевых обломочных частиц возникает мозаика мельчайших каплевидных кварцевых индивидов, которые при включенном анализаторе гаснут и просветляются в шахматном порядке. 

По мере роста ΔТ (или) Pst в песчанике начинает двигаться большая часть границ кварцевых зерен, и миграция их охватывает не только периферию, но и всю площадь среза многих их них. Так рождаются гранобластовые структуры. Они, как правило, свойственны породам в сфере регионального метаморфизма, однако в некоторых случаях встречаются в области перехода от катагенеза к метаморфизму – в зоне стадии метагенеза.

Там же, помимо кристаллобластеза, появляются признаки самоочищения кварца от включенных в нем газовожидких пузырьков и от кристалликов различных минералов (мельче 1 мкм) совместно с утратой различных дефектов кристаллической решетки (блочности кристалла, его волнистого или мозаичного угасания при включенном анализаторе и пр.), в результате чего кварц лишается включений, а при скрещении николей и повороте шлифа его зерно гаснет и просветляется мгновенно по всей своей площади.

Вытеснение микро- и нановключений фиксируется возникновением «полосок Бема» – похожих на спайность линейных цепочек множества микровключений. Доказательством коррелируемости этих микроструктур с местными процессами Pst служит миграция полосок Бема из обломочного зерна в аутигенную каемку регенерационного кварца или же из зерна в зерно. Данный процесс полностью завершается в режиме зеленосланцевой стадии метаморфизма.

Свидетели палеотемпературы среды пребывания осадочной горной породы внутри стратисферы – это разработанная геологами-угольщиками шкала степени углефикации витринитовых компонентов породы. Адресуем по этому вопросу читателя к работам И.И. Аммосова [3–6], а также Ю.Р. Мазора и А.К. Матвеева [50].

Проблема системного ранжирования постседиментогенных процессов

Эта проблема ставилась и изучается автором в [88–92]. Выше мы рассмотрели далеко не все из них, но наиболее заметные процессы самых нижних уровней их системной организации – минерально-компонентных процессов, и только в одном разделе говорилось о межпородных, межформационных и межгеосферных миграциях флюидов.

Между тем рассмотренные «элементарные» процессы по-разному суммируются на более высоких уровнях организации материи – межпородном, формационном и внутристратисферном.

Процессы породно-слоевого уровня – это конкрециеобразования, цементация и децементация породы, перекристаллизация породы (частичная и полная), стилолитообразование, кливажирование, рассланцевание и будинирование пластов. Все они порождают внутри литотипа парагенезы соответствующих постседиментационных структур и текстур, которые описаны автором. Здесь только заметим, что каждый процесс породного уровня функционирует как совокупный комплекс процессов элементарных (например, конкрециеобразование включает аутигенез, иногда метасоматоз, диффузию веществ, цементацию аллотигенных компонентов, их корродирование и пр.). Конечный продукт и его свойства не сводятся к математическому их суммированию, учитывая непременную эмерджентность природной системы.

Надпородный уровень (или формационный) включает процессы, суммируемые из числа процессов породного уровня, такие как: элизионные инфильтрационные, эксфильтрационные, гравитационно-рассольные, метабластические (метаморфогенные), дислокационные (итог прогрева обводненных толщ и инверсии плотностей метапород), формирования малых структурных форм (кливажных зон, муллион-структур и др.), газогенерационные, нефтегенерационные, стратиформно-рудогенерационные и пр. Их описания содержатся в работах Л.В. Анфимова [7–9] о вторичном образовании магнезитовых стратифицированных уровней в доломитовых толщах Южного Урала, И.Ф. Габлиной [7] о процессах формирования медных руд при катагенезе терригенных красноцветных формаций, В.А. Галкина [8] о формировании деформационных структурных парагенезов, об инверсии плотности в земной коре и о складкообразовании, Н.П. Ермолаева и Н.А. Созинова [24] о стратиформном рудообразовании в черносланцевых формациях, А.А. Карцева [25] о стадийности литогенеза и гидрогеологических процессах, Г.М. Парпоровой, С.Г. Неручева и других о нефтегенерации [26], Б.А. Лебедева [39] о геохимии эпигенетических процессов в осадочных бассейнах, А.Е. Лукина [48] о литогенезе и нефтенакоплении в авлакогенных бассейнах породообразования, В.Н. Холодова [76, 77] о внутриформационных процессах элизионного, инфильтрационного и гравитационно-рассольного типов, В.Н. Холодова и З.Р. Кикнадзе о колчеданном стратиформном рудогенезе Большого Кавказа, О.В. Япаскурта [88–90, 84–87] о катагенезе, метаморфизме и рудогенезе верхоянского терригенного складчатого комплекса и др. 

Принципы системного анализа процессов и факторов генезиса и эпигенезиса осадочных горных пород и их ассоциаций в стратисфере

Выше отмечалось, что на современном уровне развития науки литология наряду с принципами генетичности и историзма своих исследований обратилась к их системности. К этому призвали литологов Н.Б. Вассоевич и В.В. Меннер (1978), Г.Ф. Крашенинников (1981, 1987) и А.Н. Дмитриевский (1993), В.П. Алексеев (2008, 2012), а до того о важности «систематического изучения природных объектов» (иными словами, системного к ним подхода) писал еще в начале ХХ в. В.И. Вернадский и реализовывал на практике А.И. Перельман (1979), а позднее А.А. Ярошевский (1983).

Обобщая эти и другие работы, мы констатируем нижеследующее.

Система определяется как совокупность элементов, находящихся в отношении и связях друг с другом и образующих целостность[13, с. 140–141]; можно добавить к этому: образующих структурную целостность, отчлененную от среды [32, с. 21). 

Каждой системе присущ ряд необходимых для нее свойств. 

Из них шесть главнейших таковы:

• целостность – нераздельность свойств системных элементов;
• эмерджентность – наличие у системы свойства, которое не присуще никакому ее элементу в отдельности; 
• структурность, или возможность описания или возможность описания системы через установление ее структуры, т.е. сети связей и отношений ее элементов;
• иерархичность, при которой каждый природный объект может рассматриваться как самостоятельная система (или подсистема), принадлежащая более обширной системе, например, почвы, водоносные бассейны, породные комплексы – системы низшего ранга внутри системы осадочной формации, которая в совокупности с другими формациями сопоставляет систему осадочно-породного бассейна (ОПБ), а совокупность последних вместе с СНС образует мегасистему стратисферы и т.д.;
• взаимозависимость системы и среды ее нахождения, что нашло отражение в формулировке Н.М. Страхова [71] о сущности стадии катагенеза как преобразований осадочных породных комплексов под влиянием периодически менявшихся Р–Т и флюидных обстановок среды их пребывания в земных недрах;
• множественность описания системы – теоретическими моделями, построенными согласно разным принципам (охватить все необъятные свойства системы в целом не представляется возможным). Например, литологи пользуются несколькими моделями этапности катагенеза: минерально-парагенетическими [28]; Япаскурт [88], углепетрографическими и, согласно параметрам трансформаций рассеянных в породе ОВ [14, 25], гидрохимическому [53, 77], и все эти модели не противоречат, но дополняют друг друга, раскрывая разные аспекты свойств одной и той же системы.

Обратимся непосредственно к объектам нашего исследования. Начнем с макросистем в мегасистеме стратисферы – ее ОПБ и СНС (орогенов).

ОПБ понимается здесь как целостная и достаточно автономная система пород и флюидов, возникшая в результате выполнения осадками самостоятельно развивающейся крупной тектонической впадины (площадью в n∙103 – n∙106 км2) и характеризующаяся единством своей геологической истории.

Другая категория – это седиментационный бассейн (СБ) – участок земной поверхности, включающий как территорию конечного накопления осадка, так и окружающие ее площади мобилизации и переноса веществ в осадок. То есть это фрагмент седиментосферы, тогда как ОПБ является элементом стратисферы. Последний образуется на месте прежнего СБ, территория которого сохранена только частично из-за денудационных процессов. В некоторых случаях за счет осадочного чехла СБ возникает два-три ОПБ, будучи разделены тектоническими выступами более древних пород фундамента ОПБ. 

Сам по себе ОПБ является флюидосодержащей системой, в которой флюиды полигенетичны. Во-первых, это погребенные иловые растворы в морских и лагунно-озерных осадках. Во-вторых, песчано-глинистая формация на стадии катагенеза сама генерирует газоводные флюиды – элизионные воды, а также побочные продукты трансформаций ОВ и РОВ (углеводороды, СО2, H2S, NH3 и др.), гидролиза рассеянных в породах карбонатов (СО2) и др. [77]. Вместе с тем при определенных тектонических условиях формация способна пропускать через себя флюиды как сверху (инфильтрационный катагенез), так и снизу (метаморфогенные Н2О, СО2 и др. из нижележащих формаций или даже из глубинных геосфер). И все эти категории флюидов, каждая по-своему, находятся в состоянии химического взаимодействия с минералами горных пород. Это процесс чрезвычайной сложности, и, как правило, исследователи зональностей литификации осадков и горных пород освещают только фрагменты общего процесса породных изменений.

Упорядочение данной информации нуждается в анализе способов дифференциации, перераспределения и концентрирования веществ на многих системных уровнях – внутрислоевом, межслоевом и межформационном в отдельности, с последующим синтезом этих данных в пределах теоретической модели формирования и историко-геологической эволюции ОПБ.

Структурные индикаторы характера взаимосвязей элементов природной системы и представления о способах ее самоорганизации

В основу методологии этих исследований заложен так называемый тринитарный подход к раскрытию структурных связей элементов системы по принципу, который сформулировал около 200 лет тому назад Гете: между двумя противоположными аспектами (за и против, тепло и холодно, хорошо и плохо) находится не истина, но проблема.

Изучая внутрисистемную структуру (нано-, микро-, макро- и мегауровня организации системы), мы познаем способы связей между составными элементами системы. А таковые принадлежат к одной из двух вероятностных категорий: прямая и обратная.

Прямые связи широко распространены в природе, например, влияние солнечного излучения на биогенные и физико-химические процессы в седиментосфере или влияние вещественного состава осадочной формации (ее седиментофонда) на характер зональности катагенеза в стратисфере.

Обратная связь, или «воздействие управляемого процесса на управляющий орган» [59, с. 15], может быть положительна, когда результат процесса усиливает его и система удаляется от исходного состояния, либо отрицательная, когда всякое отклонение от стационарного состояния порождает такие процессы, которые возвращают систему в исходное состояние. Наглядные примеры сущности этих понятий заимствуем из упомянутого учебника по геохимии. Вариант положительной связи между системными элементами – появление ледников в нивальных климатических обстановках, которые увеличивают лучеиспускание земной поверхности, что способствует дальнейшему ее охлаждению, а значит, и дальнейшему росту площади оледенения. Принципиально иной вариант – отрицательной связи – представляет усиленное выделение СО2 в атмосферу в периоды активизации вулканизма. Эти процессы благоприятствуют «парниковому эффекту» и потеплению климата, а значит, размножению флоры и активизации процессов фотосинтеза на суше вместе с усилением карбонатонакопления в морских бассейнах. Фотосинтез, угле- и карбонатообразование обеспечивают изъятие из атмосферы значительных количеств избыточной СО2 и тем самым обеспечивают явную тенденцию к восстановлению исходного химического состава атмосферы. Та же тенденция присуща многим обратным химическим реакциям при гипергенезе и катагенезе в системах: вода – минеральные компоненты. Реакция осуществляется по принципу тормозящего противодействия химических процессов Ле-Шателье: «…всякая система подвижного равновесия стремится измениться таким образом, чтобы эффект внешнего воздействия был минимальным» [там же]. Такая отрицательная обратная связь определяет явление саморегулирования: всякое отклонение от стационарного состояния вызывает такие процессы, которые возвращают систему в исходное состояние (см. там же).

Примеры таких саморегулирующих процессов приводил в своих теоретических обобщениях Л.В. Пустовалов (1940) [65], не прибегавший к системной терминологии, но на деле развивавший системный анализ и построение своих концепций.

Применительно к седиментосфере (ее Л.В. Пустовалов именовал зоной осадкообразования) он писал, что «…процессы осадкообразования как бы стремятся изжить те нарушения равновесия, которые возникают под влиянием разных причин… Всякий раз, когда там или здесь происходит нарушение равновесия, когда возникают новые несоответствия и противоречия, факторы осадкообразования начинают проявляться с новой силой, стремясь сгладить эти несоответствия и вернуть систему в состояние равновесное. Это относится не только к чисто физическим явлениям, как, например, к разрушению высоких скал и заполнению за их счет пониженных участков, − совершенно в такой же мере это относится к химическим процессам, протекающим в зоне осадкообразования. Малейшие нарушения температуры, давления, концентрации, газового режима и т.д. нарушают равновесия, если даже они установились, и дают толчок новым химическим изменениям» [там же, ч. 1, с. 52]. «Нарушение равновесия между растворенными в воде солями вследствие испарения и повышения концентрации солей немедленно влечет за собой выпадение избыточных солей в осадок и тем самым – восстановление равновесия. Напротив, равновесие, нарушенное опресненными континентальными водами засоленного бассейна, сейчас же начинает восстанавливаться обратным переходом в раствор ранее выпавших солей, что и компенсирует их недостаток в растворах, возникающих при смешении пресных вод с солеными» [там же, с. 52, 53]. 

Подобное же стремление к саморегулированию химического равновесия свойственно и системам «минералы – вода» внутри стратисферы, на стадиях диагенеза и катагенеза: например, поддержание некоего баланса между коррозионными и аутигенно-регенерационными процессами перераспределения кремнезема внутри песчаных тел. Но это и гомологичные ему явления действенны только в определенных рамках значений Р и Т, концентраций растворов и других факторов среды пребывания системы. 

Резкое и существенное изменение любого из таких факторов может повлечь возникновение обратной связи не отрицательного, а положительного свойства. Оно стимулирует необратимые изменения системы, подведя ее к параметрам так называемых точек бифуркации [62, 64]. Перешагнув через них, система не возвращается в исходное состояние, а кардинально меняет свою структуру или свой вещественный состав, как бы выбирая один из оптимальных вариантов ее обновления – она самоорганизуется.

Напомним, что под самоорганизацией понимаются результаты проявления таких природных процессов, которые при воздействии на открытую неравновесную систему, достигшую в своем постепенном развитии критического уровня крайней неустойчивости, переводят ее скачкообразно в качественно новое состояние – с более высокой степенью устойчивости и упорядоченности структуры. Например, это полный метаморфизм осадочной горной породы и свойственные ему парагенезы новообразованных минералов, которые равновесны и устойчивы только в границах вполне определенных термобарических констант. Конечно, и эта равновесность метаморфосферы не абсолютна, но по сравнению со стратисферой качественное состояние этой самоорганизованной системы иное и более приспособленное к новым экзогенным Р – Т режимам земных недр.

На данном примере мы видим, как в согласии с принципом И. Пригожина, из неравновесных открытых систем зарождаются и формируются новые структуры, т.е. осуществляются процессы самоорганизации системы. Внутристратисферная постседиментационная зональность в осадочных комплексах, описанная в работах А.Г. Коссовской (1962), автора (Япаскурт, 1992) и других литологов внутри мощных терригенных формаций палеозоя и мезозоя различных регионов – это и есть продукты процессов самоорганизации вещества, не завершенной к моменту нашего их наблюдения. Они всего лишь итоги процесса, достигшего какую-то стадию своего функционирования.

Читателю, желающему подробно разобраться в этих обстоятельствах, рекомендуется вышеотмеченные книги и другие работы ученых школы бельгийских исследователей во главе с русским ученым И. Пригожиным, который разработал новую теорию системодинамики.

Согласно этой теории И. Пригожина, материя не есть пассивная субстанция, но ей свойственная активность. Она побуждается неустойчивостью равновесных состояний, в которые временами вступает открытая система, а результате ее взаимодействия с окружающей средой (все системы планеты Земля принадлежат к категории систем открытых Космосу, так как они поддерживаются в определенном состоянии за счет непрерывного притока и (или) стока вовне вещества, энергии, информации [58, с. 544 и др.]). В случаях если переломные моменты неустойчивых равновесий (точки бифуркации – см. выше) преодолеваются системой, тогда она с непредсказуемой степенью вероятности становится менее либо более организованной – «диссипативной».

Таким образом, в период функционирования и развития открытых систем осуществляется борьба двух противоположных тенденций: укрепление неоднородностей структурирования и локализации внутрисистемных элементов; рассеивание неоднородностей, диффузия, деструктуризация системы; вплоть до ее превращения в хаос. Первая тенденция приводит к тому, что открытая система становится самоорганизующейся. Этому способствуют ее обмены энергией и информацией со смежными системами.

Опережая последующее повествование, отметим, что скрупулезный анализ способов связи между составными частями природных систем и между системами разного ранга (вся земная кора, ее стратисфера, бассейны породообразования, бассейны артезианские; вся седиментосфера, ее гидросфера, атмосфера, коры выветривания, почвы, морские и океанские илы и пр.) привел ряд исследователей к веско аргументированным выводам о явных свидетельствах самоорганизации этих природных систем, что соответствует базовому положению синергетики [20, 40, 43, 78, 79]. Здесь находят объяснение такие взаимосвязанные с самоорганизацией природные закономерности, как необратимость эволюции геосфер и нелинейность их внутрисистемных процессов. Последние носят пороговый характер – при плавном изменении внешних условий поведение системы изменяется на определенном этапе скачком [58, c. 545; 85, с. 245, 246]. Работы литологов на пороге XXI в. принесли свидетельства того, что процессы последиагенетического минералогенеза реализуются дискретно. Поэтому катагенетическая зональность представляет собой интегральный эффект прерывистых и не всегда синхронных глубинных процессов, многие из которых (регенерация, кристалообластез и др.) кратковременны. Следовательно, плавная последовательность усложнения породных изменений сверху вниз по разрезу осадочной толщи – это один из частных случаев проявления зональности аутигенных новообразований катагенеза и метагенеза. По-видимому, импульсивность процессов, формирующих и изменяющих осадочные горные породы, и относительная кратковременность некоторых из этих процессов – распространены в природе шире и встречаются чаще, чем это представлялось нами прежде. Потому что импульсивность литогенетических новообразований имеет скрытый от прямого наблюдения характер, будучи проявленной внутри тех осадочных толщ, которые длительно пребывали в условиях интенсивного и стабильного погружения и без инверсионных перестроек их тектонической структуры. При этом возникает эффект кажущейся постепенности наращивания измененности осадочных отложений по мере роста палеоглубины их залегания. Признаки дискретности литогенетических процессов камуфлированы. Их позволяют выявить лишь стадиальные анализы признаков минералогенеза и структурогенеза на многих уровнях функционирования системы [90, 94, 96]. 

Рассмотрим это на примерах отдельных систем ОПБ и СНС при стадии катагенеза. Эти системы сами по себе внутренне противоречивы. Они формируются как изначально неравновесные образования еще на стадии седиментогенеза. В редких случаях, при сочетании благоприятных климатических и тектонических условий и обстановок седиментации (гумидный тропический климат плюс вялый тектонический режим погружения дна бассейна), формируются близкие к мономинеральным, «минералогически зрелые» отложения. Их компоненты близки к состоянию физико-химической равновесности, но не достигают такой в абсолюте (учитывая наличие межкомпонентной водно-газовой-бактериальной массы).

Таким образом, уже в самой внутрисистемной структуре заложена возможность для функционирования многих межкомпонентных процессов, а воздействия от среды лишь стимулируют и ускоряют их (например, известное удвоение скорости химических реакций при каждом повышении Т на 10 °С). 

Одним из первых на это обратил внимание Н.М. Страхов [71], который писал, что в приповерхностных условиях диагенеза основным движителем породообразования служили биохимические и химические реакции между разнородными компонентами седиментофонда, тогда как при глубинных катагенетических изменениях главенствующую роль приобретало противоречие между совокупным веществом породы и растущими воздействиями на нее Р и Т – факторов.

Например, по данным А.Г. Коссовской и В.Д. Шутова [29], минералогически «зрелые» кварцевые пески и существенно каолиновые глины формаций чехла кратонов, будучи погруженными в сферу господства катагенетических процессов, преобразуются в кварцитовидные песчаники и аргиллиты. Главными их аутигенными минералами являются регенерационный кварц и хорошо окристаллизованный каолинит; а на стадии метагенеза они сменяются кварц-диккитовой ассоциацией. В других терригенных формациях, с полимиктовым составом кластогенного алюмосиликатного и глинистого вещества, при катагенезе возникает разнообразный спектр аутигенных минералов (изначальные осадки рифтовых впадин, перекратонных и передовых прогибов, орогенных областей). Объясняется это тем, что интенсивные темпы погружения дна СБ быстро выводят из сферы диагенеза осадочное вещество, компоненты которого не успевают взаимно уравновеситься. Оказавшись в обстановке термобарических нагрузок стадии катагенеза, эти компоненты становятся донорами множества химических элементов и их соединений. Ими порождается разнообразие аутигенных минералов. Эти минералы при вхождении вместившей их породы в сферы нарастающих с глубиной Р и Т трансформируются в иные так, что в разрезах терригенных формаций с толщинами в несколько км литологи наблюдают определенные типы вертикальной зональности аутигенного минералогенеза. Описания таких зон находим в ряде трудов [28, 29, 88]. Их пытались принимать в качестве диагностических признаков для расчленения катагенеза на дробные подстадии (раннего, среднего и позднего), однако такие схемы не вытерпели испытания временем по причинам, к изъяснению которых мы вернемся ниже. Одна из этих причин состоит во многофакторности и многоэтапности минералообразующих, породообразующих и породопреобразующих процессов.

Факторный анализ эпигенезиса осадочных горных пород

Выше были упомянуты работы, авторы которых принимали в качестве главного (а по сути – единственного) фактора влияния на эпигенезис (катагенез и метагенез) термодинамику среды пребывания внутристратисферных систем.

Другие же исследователи отдавали и отдают предпочтение факторам гидрогеологическим, в том числе химизму глубинных вод [53, 59, 76, 77]. Наиболее ярко это их предпочтение отразилось в следующей формулировке: «Изменение горных пород под влиянием подземных вод называется катагенезом, эпигенезом, гидрогенезом. Эти явления приурочены к водоносным горизонтам и их контакту с водоупорными породами. Центральные части водоупорных горизонтов могут быть сравнительно слабо изменены, т.е. в осадочной толще наряду с сильно измененными породами имеются "запечатанные" неизмененные или слабо измененные породы» [59, с. 237].

Последняя фраза данного абзаца достоверно отражает анизотропию как степени измененности, так и физико-химических свойств у чередующихся между собой слоев, претерпевших одинаковые условия катагенеза в обстановке одинаковой глубинности их залегания. То есть она констатирует физико-химическую неуравновешенность элементов системы на стадии катагенеза. А первая фраза нуждается в комментарии.

Она в принципе бесспорна, но не дает нам полную информацию о сути катагенезиса. Водный флюид – важнейший фактор. Без его участия не осуществимы процессы коррозии аллотигенных породных компонентов и кристаллизации аутигенных минералов. В то же время этот флюид в данном случае может играть двоякую роль: среды, в которой накапливаются вещества от минералов-доноров и, насыщая ее, выделяются из раствора в коллоидной либо кристаллической фазах; поставщика вещества из других подсистем или смежных систем.

Именно вторым случаем из вышеназванных обусловлена часто наблюдаемая в терригенных формациях афациальная постседиментационная карбонатизация песчаных пород разного генезиса. Эти известковые песчаники перемежаются с зонально измененными их собратьями на самых разных уровнях глубинности в разрезах мощной терригенной формации (такой, например, как верхоянский комплекс мезозоид на северо-востоке Азии), так что автор, выявивший и картировавший зональность (этапность) усиления постседиментационной измененности песчаников, выводил «за скобки» пункты их карбонатизации наподобие тому, как удаляют из записей радиоволн флуктуации шумов [88].

Бывают геологические условия, при которых вторичная карбонатизация пород в одних слоях сочетается с декарбонатизацией и каолинизацией в смежных с ними горизонтах, что вообще искажает стадийную зональность минералогенеза, создавая мозаичную картину степени измененности породы (на многих участках мезозойского уровня чехла Западно-Сибирской плиты). Объяснимо это тем, что в данных случаях активно «поработали» инфильтрационные либо эксфильтрационные притоки водных растворов, миграцию которых вызвали тектонические перестройки структуры изначальной впадины [76, 88].

Итак, водный флюид в осадочной толще представляется здесь в дуалистическом аспекте – и как элемент системы (обеспечивая аутигенез за счет резерва ее собственного седиментогенного вещества), и, нередко, как сама среда либо проводник влияния среды на систему, главным образом как передатчик влияний Р – Т факторов и их разновидностей – Ps, Pf, Pst. Это мы рассмотрели подробнее в главе пять книги.

Исследователи, как правило, склонны к признанию приоритета отдельного, выборочно намеченного фактора. Однако субъективизм урезает полноту нашего представления об эволюции процесса sensu lato. Синтез всех, а точнее, большинства известных нам факторов постседиментационного породообразования встречается в немногих работах [53, 76]. Будем надеяться на активизацию этого направления исследований в ближайшем будущем. Пока рассмотрим систематизацию факторов литогенеза и их ранжирование.

Фактор (лат. factor – делающий) – движущая сила какого-либо процесса, влияющее на него условие [51, т. 9, с. 870]. Факторы, управляющие литогенетическими процессами (или оказывающие какое-либо влияние на них), упоминаются во многих работах. Как ни странно, почти нигде не приводились ни их определения, ни ранжирования по значимости. Факторами назывались и прямые, и сложные (многомерные) влияния на процессы породообразования. Так, в качестве этих факторов рассматривался и состав компонентов самого осадка, и состав привнесенных извне флюидов, и температурные воздействия, и влияния «среды седиментации», и влияния «фактора» геологического времени, и влияния «тектонического фактора».

Ясно, что последние три представляют собой многомерные и длительные влияния, которые нельзя ставить в один ряд с первыми, упомянутыми в перечне. Следовательно, необходимо ранжирование факторов, к которому прибегнул автор [87, 88], и о котором будет рассказано ниже.

Возвращаясь к первоисточникам факторного анализа, напомним, что почти полстолетия тому назад в своей монографии о постдиагенетических изменениях осадочных пород Н.В. Логвиненко [45] ввел главу, назвав ее «Факторы вторичных изменений осадочных пород». К ним он отнес (в порядке перечисления в монографии): 1 – температура; 2 – давление (разделяемое на «одностороннее» и «стрессовое»); 3 – первичный минеральный состав пород (в работах И.В. Хворовой он станет именоваться «петрофонд», а в работах автора – «седиментофонд»); 4 – состав подземных вод и поровых растворов и степень их минерализации; 5 – явление пластичности; 6 – фактор времени. Относительно последнего делалась оговорка: «Интенсивность вторичных изменений осадочных пород при прочих равных условиях зависит от длительности процесса... Но само время не является в прямом смысле породообразующим фактором» [там же, с. 13]. С этим утверждением полностью согласен автор, относящий время к категории только интегратора разных факторных влияний. Применительно к периодам их активизации целесообразно употреблять иной термин – длительность.

Большинство из перечисленных факторов (исключая третий) имеют эндогенную природу. Экзогенные же факторы хотя «работают» только в зоне осадкообразования, тоже косвенно влияют на направленность процессов литогенеза в стратисфере. 

Единственная в своем роде попытка ранжирования только экзогенных факторов успешно предпринималась польским литологом Р. Унругом. Им выделялся такой ряд (в направлении от элементарного к сложному): 1) фактор среды (англ. – environmental factor); 2) группа факторов среды, названная составным элементом обстановки (англ. – environmental element); 3) условия, подразделяемые на тектонические и климатические [см. 91, 92].

Влияние факторов среды на седиментацию иллюстрировалось следующим образом. «Например, карбонат кальция, растворенный в морской воде (фактор, связанный с материалом, находящимся в пределах обстановки), осаждается в сублиторальной обстановке в разной форме в зависимости от интенсивности волнений и турбулентности (фактор, связанный с энергией обстановки): на участках сильной турбулентности – в виде ооидов, а на участках со слабой турбулентностью – в виде известкового ила. Расположение зон с различной турбулентностью зависит, в свою очередь, от глубины, характера рельефа дна и направления господствующих ветров (факторы, касающиеся геометрии среды)».

Следующей по уровню организации категорией являются нижеперечисленные составные элементы обстановки: 1) осадочный материал, находящийся в пределах обстановки (аллотигенный и аутигенный); 2) энергия среды (кинематическая энергия движения воды и воздуха, тепловая энергия и энергия химических связей); 3) геометрия обстановки (формы и размеры бассейна осадконакопления, направления течения воды и движения ветра, направления изменений свойств осадков); 4) деятельность биосферы (возникновение биогенных осадков, влияние на их химические условия обстановки, механическая переработка осадков).

Составные элементы обстановки подчинены климатическим и тектоническим условиям. Эти условия представляют собой параметры высшего порядка, определяющие особенности осадочного материала, накапливающегося в седиментационном бассейне. В другом месте той же книги отмечалось, что на все процессы седиментогенеза, зависящие от климатических и тектонических факторов, «накладывается деятельность биосферы, представляющая собой особый сложный и многофазовый (разрядка автора) фактор».

Нечто подобное требовалось создать применительно к постседиментационному литогенезу. И автор сравнительно недавно предпринял такую попытку. 

Представляется, что факторы литогенеза (ФЛ) могут быть ранжированными по нижеследующим принципам.

I. По принципу комплексности и масштабности ФЛ подразделяются на две группы:

А – элементарные ФЛ. Сюда относится температура, давления (литостатическое, стрессовое, гидростатическое), концентрация растворов (аутигенных и аллотигенных), pH, Eh, парциальные давления растворенных газов, состав осадков (или седиментофонд);

Б – комплексные ФЛ. Это климат, ландшафт (понятие, включающее рельеф местности седиментационного бассейна, а также имеющийся там биос, составы почвы, коры выветривания, составы поверхностных и грунтовых вод и приземной атмосферы), фациальная обстановка седиментации (элемент ландшафта), темп седиментации, тектонический режим.

II. В свою очередь, ФЛ можно типизировать иначе, исходя из внутренних резервов самого осадка и особенностей среды, в которой этот осадок находится и преобразуется в породу. По такому принципу можно обособить следующие категории: А – ФЛ внутренние (или ФЛ литотипа); Б – ФЛ внешние (или ФЛ среды нахождения литотипа), подразделив их, в свою очередь, на Б-1 экзогенные (применительно к зоне осадкообразования) и Б-2 – эндогенные.

А. Внутренние ФЛ подразделяются на: А-1 – свойства компонентов седиментофонда, а-1 – состав аллотигенных компонентов, а-2 – состав аутигенных (седиментогенных) компонентов, а-3 – состав биогенных компонентов, а-4 – состав вулканогенных компонентов, а-5 – состав космогенных компонентов, 6-1 – структура литотипа, 6-2 – упаковка компонентов в литотипе, в – текстура, г-1 – изначальная пористость открытого типа, г-2 – изначальная пористость закрытого типа; А-2 – состав, концентрация, pH, Eh поровых растворов, заимствованных из бассейна, где накапливался осадок; А-3 – то же у растворов, рожденных минеральными трансформациями самого осадка при диагенезе, катагенезе и пр.; А-4 – влияния состава вещества и флюидов, мигрирующих из соседнего (ближайшего) литотипа.

Фактор А-4 условно отнесен к внутренним, потому что он нередко «работает» на микроуровне. Например, И.М. Симанович [67] иллюстрировал образец кварцевого метапесчаника, состоящего из слойков, толщиной в первые миллиметры, отличных своими составами и микроструктурными особенностями. Одни слойки содержали листочки терригенного биотита и межзерновой глинистый заполнитель (матрикс), а другие были без матрикса. На стадии катагенеза в первых слойках возникла усиленная коррозия кварца вследствие щелочной среды, обусловленной трансформациями биотита. Кремнезем мигрировал оттуда во вторые слойки, обеспечив там массовое развитие регенерационного кварцевого цемента.

Б. Внешние ФЛ можно подразделить на: Б-1: 1 – климат в период седиментации, 2 – ландшафтно-фациальная обстановка седиментации (включая водосборные территории), 3 – темп седиментации, 4 – конседиментационный тектонический режим; а также постседиментационные Б-2 – состав, концентрация, pH, Eh растворов, привнесенных из соседних формаций, либо нижележащих геосфер, 2 – палеотемпературы (Т), 3 – давление литостатическое (Ps) 4 – давление стрессовое (Pst), 6 – тектонический режим БП, интегрирующий влияния отмеченных факторов.

Рассмотрим ход анализа прямых и косвенных факторных влияний на литогенез по схеме. Были отмечены стадии мобилизации осадочных компонентов, переноса их и накопления осадка, диагенеза, катагенеза и начального метаморфизма. В геометрических фигурах на схеме символизированы факторы групп А, Б-1 и Б-2, а стрелками показаны их взаимосвязи (прямые и обратные, непосредственные и косвенные).

Априори заметим, что ныне в общих чертах не осталось сомнения в том, что всегда и всюду седиментогенный этап предопределял последующие процессы литогенеза. Проблемы наследования условий седиментации процессами литогенеза была выдвинута в числе важнейших задач литологии П.П. Тимофеевым [72] и развивалась исследователями его школы и автором [88]. Эта проблема практически неисчерпаема. Сейчас особенно актуальны связанные с нею задачи – прослеживание от самых начальных этапов литогенеза вглубь, до метаморфизма включительно, предельных уровней влияния каждого в отдельности экзогенного фактора применительно к различным конкретным генетическим типам отложений в бассейнах с разными этапами тектонического развития. Мы только что приступаем к их решению. Относительно седиментогенных факторов (Б-1) известно, что они оказывают опосредованное влияние на процессы литогенеза через ФЛ внутренние категорий А-1 и А-2, которые были подчинены климатическим, ландшафтным, а также конседиментационным тектоническим условиям развития СБ, которые влияли на темпы заполнения впадин осадками.

Из классических работ Н.М. Страхова известно, что седиментогенез на континентах и в окраинных морях подчинялся главному внешнему фактору – климатическому Б-1, с неизбежными коррективами, которые вносятся местами вулканизмом, а также конседиментационной тектоникой Б-1.4. Последняя влияла опосредованно через рельефы и размеры водосборов и конечных водоемов стока (Б-1.2) и, главное, посредством темпов воздымания питающих провинций, влияющих на длительность, а значит, и на степень завершенности терригенной мобилизации осадочных компонент. Здесь особо важными параметрами Н.М. Страхов считал отношения B/L – площади питающей провинции (В) и конечного бассейна (L). К данному параметру можно добавить еще степень компенсируемости впадины СБ осадками (Япаскурт, Ростовцева, Карпова), а она бывает обусловлена во многом темпами тектонических погружений дна СБ (Б-1.3) и воздымания его водосборов.

Дело в том, что при медленных темпах погружения и компенсационном осадконакоплении существенно возрастает длительность мобилизации веществ и длительность их пребывания в обстановках малоглубинного диагенеза. Вследствие этого факторы из групп А-2 и А-3 успевают сработать на максимальное взаимоуравновешивание минеральных и органических компонент осадка. Значит, в стадию катагенеза попадает уже во многом выхолощенная, химически инертная система со всеми вытекающими из этого последствиями.

Напротив, в случаях стремительных темпов захоронения осадков (например, во внутриконтинентальных рифтогенных впадинах или в морских бассейнах континентальных окраин) взаимно неуравновешенные и реакционноспособные компоненты и поровые воды осадка, быстро миновав сферу диагенеза, вскоре поступят в глубинно-катагенетическую напряженную Р-Т обстановку влияния факторов Б-2.2 – Б-2.3, а те, в свою очередь, активно способствуют минеральным трансформациям, аутигенезу, метасоматозу и кристаллобластезу. Подробные и конкретные примеры см. в работах (Япаскурт, Горбачев и др., 1997; Япаскурт, 2002). В таких условиях интенсивное выделение элизионной водно-флюидной фазы интенсифицирует прочие литогенетические процессы. Здесь реализуются прямые и обратные связи: темп тектонического погружения дна БП (фактор Б-2.6) и обусловленный им рост Т и Ps (факторы Б-2.2 и 2.3) благоприятствовали процессам формирования элизионных растворов, а они, мигрируя в области более низких давлений, являлись главным теплоносителем и вместе с тем – активизатором процессов аутигенного минералогенеза либо (в благоприятных к тому условиях) рудогенеза и нафтидогенеза, а иногда могли быть активизатором локальных тектонодислоцированных процессов (Гончаров, 1979; 1988).

Возвращаясь к схеме факторного анализа, мы видим, что на стадиях седиментации и литогенеза среди факторов группы Б-1 и Б-2 одна из ведущих ролей принадлежала тектоногенезу. Он оказывает как прямые, так косвенные воздействия на иные ФЛ, в частности, прямое влияние – на темпы захоронения осадков и на формирование больших мощностей формации. В данном случае важен расчленено-возвышенный рельеф прилегающего ландшафта водосборной территории, тоже напрямую зависящей от тектонического воздымания. Усиленная денудация интенсивно воздымающегося водосбора способствует необходимым для элизии лавинным темпам седиментации. Наконец, тектогенезу может быть подчинен вулканизм. Наличие его даже в весьма отдаленных от бассейна областях благоприятно для привноса пепловых частиц, трансформируемых затем в смектиты, а трансформации смектитов в слюды обеспечивают глубинную водную элизию. В этом проявились косвенные (опосредованные) влияния тектогенеза, добавленные к его прямым, отмеченным выше воздействиям на катагенетические процессы. Роль климатического фактора в такой ситуации отодвигается на второстепенный план, хотя и ее нельзя сбрасывать со счетов (имеются в виду зависящие от нее биос, гидрохимический режим водоема и прочие условия).

Среди внешних факторов Б-2: глубинные Т, высокие Ps и пр. – все, как говорилось выше, находятся под прямым влиянием тектогенеза; а внутренний фактор А-1 – седиментофонд был опосредованно (через ландшафт водосбора) тоже связан с тектоногенезом. В случае отдаленного вулканизма эта связь усиливается. Остальные факторы – А-2 и А-3, т.е. составы, концентрации, pH и Eh поровых растворов (экзогенных и эндогенных), напрямую связаны с условиями седиментации и с составом седиментофонда, а косвенно – с Б-1.4 и Б-2.6.

Применительно к катагенезу и послекатагенетическим стадиям метагенеза-метаморфизма необходимо считаться не только с внутрисистемными, но и с внесистемными факторами среды. Они способны в определенных геологических обстановках камуфлировать влияния ФЛ Б-1, а при некоторых условиях даже полностью исключить последние. Здесь наиболее существенны Б-2.2 – палеотемпературные влияния, а ими, в свою очередь, «управляет» глубинный тектонический режим (Б-2.6), потому, что именно он создавал те условия, которые благоприятны для подтока эндогенных флюидов (Б-2.5), обеспечивающих усиленный разогрев осадочной толщи (механизмы – см. в главе 3).

Рассматривая послекатагенетические породные изменения в толщах дислоцированных пород, нельзя недооценивать роль Pst – тектонического «бокового сжатия», или стресса (факор Б-2.4), к которому неоднократно привлекали внимание петрологи-метаморфисты и некоторые тектонисты (Леонов и др.). Интерес к этому фактору возрастает и у литологов (нефтяников, в том числе) (Соколов; Япаскурт). О большой роли Pst свидетельствуют, в частности, недавние экспериментальные исследования низкотемпературных химических реакций при хрупком разрушении вещества (под односторонним давлением), предпринятые Б.М. Чиковым. Его эксперименты показали, что: а) механическое разрушение вызывает скачкообразное возрастание скорости химических реакций; б) процесс этот имеет самоускоряющийся характер, и даже при наличии локального очага напряжения он охватывает большие объемы пород; в) распространение химических превращений в стороны от зоны разрушения имеет автоколебательный характер, и само химическое превращение происходит скачкообразно. Оказалось, что «…увеличение свободной энергии низкотемпературной системы на 40–80 кДж/моль путем механической активизации без изменения температуры смещает равновесие в сторону образования высокотемпературных продуктов – в тонкодисперсных средах (особенно в случаях деформации со сдвигом) при температуре менее 100 °С возможны химические реакции, которые без активации протекают при температурах 1000 °С и более» (Чиков, 1992). Ранее о большой роли стресса в усилении катагенетических преобразований писал Б.А. Соколов, используя особый термин для наименования зон и стадий усиленных стрессовых влияний: «динамокатагенез», а также автор, применивший для той же категории постседиментационных преобразований иное наименование: «литогенез типа динамотермальной активизации» [88, с. 245–271; 74 (б)].

Завершая предпринятый здесь системный обзор факторных влияний, можно убедиться в постоянстве наличия прямых либо косвенных (очень опосредованных) свидетельств о многостадийных проявлениях единого тектонического фактора в ряду других ФЛ – неисчерпаемых по своему многообразию движущих сил постседиментационных процессов породообразования и породного изменения. Поэтому именно тектонический фактор, будучи интегратором множества иных факторных влияний на литогенез, может приниматься в качестве надежного индикаторного признака, рекомендуется к использованию для типизации разнообразных моделей литогенеза [76 (б)]. Но это вовсе не исключает ценности и значимости литогенетических типизаций, строящихся по иным признакам, как утверждалось в описании седьмого свойства системы.

Итоги изложенного выше. Прежде всего, можно с уверенностью заявить о том, что стадиальный анализ – этот коренной метод реконструкции процессов постседиментационного эпигенезиса – претерпел ныне качественное обновление и может именоваться как системно-генетический стадиальный анализ породообразующих и породопреобразующих экзо- и эндогенных процессов и влиявших на них факторов (или СГСА). Он становится необходимой базой для дальнейшего теоретического моделирования процессов и условий литогенеза и для переосмысления причин возникновения определенных коллекторских свойств у пород, возникших и развивавшихся в обстановках различных геодинамических режимов на платформах и в тектонически подвижных поясах континентов. Созданные на основе СГСА для конкретных осадочных формаций мезозоя и палеозоя модели эволюционирования многофакторных литогенетических процессов (с объяснениями способов формирования аномально улучшенных коллекторских свойств) применительно к внуриплатформенным рифтогенным впадинам, а также синеклизам, антеклизам и передовым прогибам, были частью опубликованы в статьях автора и его коллег [84–92 и др.], частью – проходят стадию доработок. При этом мы сознаем, что любые усовершенствованные геологические модели всегда будут иметь вероятностный характер. Причина – многофакторность литогенеза и неизбежная неполнота наших знаний о роли абсолютно всех факторов, что служит препятствием к исчерпывающей характеристике осадочных процессов. Однако для их познания и уточнения в будущем перед исследователями сохраняются большие возможности.

Реализовать такие возможности помогает системный и историкогеологический подходы к познанию природных объектов. Любая система нашей планеты в своем саморазвитии стремится к равновесности своих компонентов внутри себя и по отношению к среде пребывания системы. Процессы уравновешивания имеют длительность, соизмеримую с миллионами, десятками миллионов и более земных лет, а в течение этого срока, как правило, меняется среда, что порождает возникновение новых прямых и обратных с ней системных связей, вплоть до возникновения уровней бифуркации и случайных факторов перехода системы в качественно новое состояние. Результаты – различные виды литогенетической зональности, метаморфизм осадочных комплексов, магматизм и стратиформный рудогенез.

Все перечисленные образования, как известно, возникают при участии одного из глобальных природных процессов, который классики литологии признали ведущим, – фазовой дифференциации веществ, которой подчинены процессы не только седиментогенные, но и постседиментационные [70, 71, 76, 77]. Обращаясь к системному анализу стратисферы в целом вместе с иными геосферами, можно теперь утверждать, что осадочная и постседиментационная формы фазовых дифференциаций веществ представляют собой неотъемлемые элементы еще более высокого системного уровня – процессов самоорганизации природных систем. Дифференциация – это процесс стремления системы к самосохранению в пределах определенных границ параметров среды – Т, P. Eh и pH. Притоки энергии и веществ извне обеспечивают непрерывное смешение веществ. Ему же противостоят очередные импульсы дифференциации. Она здесь пребывает в диалектическом единстве с интеграционными процессами, но доминирует длительно – до момента попадания системы на экстремальные бифуркационные рубежи. Возникший тогда в системе кратковременный (относительно кратковременный) хаос генерирует в конечном счете новый порядок устройства структуры системы под воздействиями новых, доминирующих над смешением, импульсов дифференциаций веществ.

Все это в конечном итоге влечет планетарную мегасистему и ее геосферы к необратимому характеру их эволюции, о котором свидетельствовали И.М. Страхов, Е.В. Хаин и A.Л. Яншин в своих фундаментальных трудах о возникновении и развитии нашей планеты.

1. Алексеев В.П. Использование представлений о нелинейности в нефтегазовой литологии: pro et contra [Текст] / В.П. Алексеев // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли: Матер. 5-го Всерос. литол. совещания. - Екатеринбург: ИГГ УрО РАН. - 2008. - Т. 1. - С. 13-16.

2. Алексеев В.П. О синергетическом мироведении в седиментологии [Текст] / В.П. Алексеев // Обзор концептуальных проблем литологии; отв. ред. О.В. Япаскурт. - М.: ГЕОС, 2012. - С. 71-88.

3. Аммосов И.И. Стадии изменения осадочных пород и парагенетические соотношения горючих ископаемых [Текст] / И.И. Аммосов // Советская геология. - 1961. - № 4. - С. 7-24.

4. Аммосов И.И. Петрографические особенности твердых органических веществ как показатель палеотемператур и нефтеносности [Текст] / И.И. Аммосов // Советская геология. - 1979. - № 3. - С. 53-65.

5. Аммосов И.И. Палеотемпературы зон нефтеообразования [Текст] / И.И. Амосов [и др.]. - М.: Наука, 1975. - 110 с.

6. Аммосов И.И. Палеогеотермия и нефтегазоносность [Текст] / И.И. Амосов [и др.]. - М.: Наука, 1982. - 108 с.

7. Анфимов Л.В. Формации и рудоносность нижнего рифея в Бакало-Саткинском горнорудном районе на южном Урале [Текст] / Л.В. Анфимов // Докл. АН СССР. - 1982. - Т. 265. - № 5. - С. 1227-1230.

8. Анфимов Л.В. Литогенез в рифейских осадочных толщах Башкирского мегантиклинория (Ю. Урал) [Текст] / Л.В. Анфимов. - Екатеринбург: УрО РАН, 1997. - 290 с.

9. Анфимов Л.В. Магнезитоносные стратифицированные уровни и их литогенетическая природа в рифейских доломитовых толщах Южного Урала [Текст] / Л.В. Анфимов // Литология и полезные ископ. - 2007. - № 1. - С. 33-44.

10. Аплонов С.В. Нафторудогенез: пространственные и временные соотношения гигантских месторождений [Текст] / С.В. Аплонов, Б.А. Лебедев. - М.: Научный мир. - 2010. - 217 с.

11. Баранцев Р.Г. Синергетика в современном естествознании [Текст] / Р.Г. Баранцев. -2-е изд., доп. - М.: Книжный дом «ЛИБРОКОМ», 2009. - 160 с.

12. Баргальи Р. Биогеохимия наземных растений [Текст] / Р. Баргальи; пер. с англ. - М.: ГЕОС, 2005. - 457 с.

13. Бондарев В.П. Концепции современного естествознания [Текст]: учеб. пособие для студентов вузов / В.П. Бондарев. - М.: Альфа-М., 2003. - 464 с.

14. Вассоевич Н.Б. Происхождение нефти [Текст] / Н.Б. Вассоевич // Вестн. Моск. ун-та. Сер. геол. - 1975. - № 5. - С. 2-23.

15. Вассоевич Н.Б. О понятии термина «осадочные бассейны» [Текст] / Н.Б. Вассоевич // Бюлл. МОИП. Отд. Геология. - 1979. - Т. 54. - Вып. 4. - С. 114-118.

16. Вассоевич Н.Б. Системные уровни организации сообществ осадочных пород [Текст] / Н.Б. Вассоевич, В.В. Меннер // Изв. АН СССР. Сер. Геологическая. - 1978. - № 11. - С. 5-14.

17. Габлина И.Ф. Условия меденакопления в красноцветных континентальных формациях [Текст] / И.Ф. Габлина. - М.: Наука, 1983. - 111 с.

18. Галкин В.А. Роль флюидов в формировании деформационных структурных парагенезов [Текст] / В.А. Галкин // Вестн. МГУ. Сер. Геол. - 1993. - № 5. - С. 59-70.

19. Горшков В.И. Палеотермальная зональность осадочных толщ [Текст] / В.И. Горшков // Нефтегазовая геология и геофизика. - 1978. - № 7. - С. 14-18.

20. Горяинов П.М. Самоорганизация минеральных систем. Синергетические принципы геологических исследований [Текст] / П.М. Горяинов, Г.Ю. Иванюк. - М.: ГЕОС, 2001. - 312 с.

21. Диагенез и катагенез осадочных образований [Текст] / под ред. Г. Ларсена, Дж. Чилингара. - М.: Мир, 1971. - 464 с.

22. Дмитриевский А.Н. Системный анализ нефтегазоносных бассейнов. Осадочные бассейны и их нефтегазоносность [Текст] / А.Н. Дмитриевский; под ред. Н.Б. Вассоевича и П.П. Тимофеева. - М.: Наука, 1983. - С. 12-16.

23. Дмитриевский А.Н. Системный подход в литологии: исходные предпосылки, возможности. Сообщения 1 и 2 [Текст] / А.Н. Дмитриевский // Литология и полезные ископ. - 1993. - № 1. - С. 3-17; № 3. - С. 3-17.

24. Ермолаев Н.П. Механизмы концентрирования благородных металлов в терригенных углеродистых отложениях [Текст] / Н.П. Ермолаев [и др.]. - М.: Научный мир, 1999. - 124 с.

25. Карцев А.А. Стадийность литогенеза и гидрогеологические процессы [Текст] / А.А. Карцев // Изв. АН СССР. Сер. Геол. - 1982. - № 2. - С. 107-112.

26. Катагенез и нефтегазоносность [Текст]. - Л.: Недра, 1981. - 240 с.

27. Князева Е.Н. Синергетика: Нелинейность времени, ландшафты коэволюции [Текст] / Е.Н. Князева, С.П. Курдюмов. - М.: КомКнига, 2007. - 272 с.

28. Коссовская А.Г. Минералогия терригенно-мезозойского комплекса Вилюйской впадины и западного Верхоянья [Текст] / А.Г. Коссовская. - М.: АН СССР, 1962. - 204 с.

29. Коссовская А.Г. Зоны эпигенеза в терригенном комплексе мезозойских и верхнепалеозойских отложениях Западного Верхоянья [Текст] / А.Г. Коссовская, В.Д. Шутов // Докл. АН СССР. - 1955. - Т. 103. - № 6. - С 1085-1088.

30. Коссовская А.Г., Шутов В.Д. типы регионального эпигенеза и их связь с тектонической обстановкой на материках и в океанах [Текст] / А.Г. Коссовская, В.Д. Шутов // Геотектоника. - 1976. - № 2. - С. 5-30.

31. Крашенинников Г.Ф. Системный подход в современной литологии [Текст] / Г.Ф. Крашенинников // Вопросы петрологии и металлогении Урала. Ч. III Литология. Тез. Докл. 4-й Уральской петрографической конф. - Свердловск: УНЦ АН СССР, 1981. - С. 3-5.

32. Крашенинников Г.Ф. Методологические аспекты генетического изучения осадочных пород [Текст] / Г.Ф. Крашенинников // Методология литологических исследований / отв. ред. А.А. Трофимук, А.П. Деревянко. - Новосибирск: Наука, 1985. - С. 165-174.

33. Крашенинников Г.Ф. Учение о фациях [Текст]: учеб. пособие / Г.Ф. Крашенинников. - М.: Высшая школа, 1971. - 367 с.

34. Кузнецов В.Г. Геологи и геология. Встречи. Размышления о науке и ученых [Текст] / В.Г. Кузнецов. - М.: РГУ, 2008. - 142 с.

35. Кузнецов В.Г. Эволюционный раздел литологии [Текст] / В.Г. Кузнецов // Бюлл. МОИП. Отд. геол. - 2011. - Т. 86. - Вып. 5. - С. 72-83.

36. Кузнецов В.Г. Литология. Осадочные горные породы и их изучение [Текст]: учеб. пособие для вузов / В.Г. Кузнецов. - М.: ООО «Недра-Бизнесцентр», 2007. - 511 с.

37. Кузнецов В.Г. Литология. Стадиально-литологический раздел [Текст]: учеб. пособие / В.Г. Кузнецов. - М.: РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, 2008. - 143 с.

38. Кузнецов В.Г. Литология. Основы общей (теоретической) литологии [Текст]: учеб. пособие для вузов / В.Г. Кузнецов. - М.: Научный мир, 2011. - 360 с.

39. Лебедев Б.А. Геохимия эпигенетических процессов в осадочных бассейнах [Текст] / Б.А. Лебедев. - Л.: Недра, 1992. -239 с.

40. Летников Ф.А. Синергетика геологических систем [Текст] / Ф.А. Летников. - Новосибирск: Наука, 1992. - 230 с.

41. Летников Ф.А. К проблеме синергетики геологических систем [Текст] / Ф.А. Летников // Геология и геофизика. - 1993. - № 1. - С. 34-56.

42. Летников Ф.А. Флюидные фации континентальной литосферы и проблемы рудообразования [Текст] / Ф.А. Летников // Смирновский сборник-99. - М.: ВИНИТИ, 1999. - С. 63-98.

43. Летников Ф.А. Об одном из возможных источников тепловой энергии эндогенных процессов [Текст] / Ф.А. Летников // Докл. АН. - 2004. - Т. 398. - № 6. - С. 792-794.

44. Летников Ф.А. Синергетические аспекты изучения природных открытых неравновесных систем [Текст] / Ф.А. Летников // Докл. АН 2000. - Т. 370. - № 2. - С. 212-215.

45. Логвиненко Н.В. Постдиагенетические изменения осадочных пород [Текст] / Н.В. Логвиненко. - М.: Наука, 1968. - 92 с.

46. Логвиненко Н.В. Образование и изменение осадочных пород на континенте и в океане [Текст] / Н.В. Логвиненко, Л.В. Орлова. - Л.: Недра, 1987. - 237 с.

47. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород (с основами методики исслед.) [Текст]: учебник для студ. геол. спец. вузов / Н.В. Логвиненко. - 3-е изд., перераб. и доп. - М.: Высшая школа, 1984. - 416 с.

48. Лукин А.Е. Литолого-динамические факторы нефтегазонакопления в авлакогенных бассейнах [Текст] / А.Е. Лукин. - Киев: Наукова думка, 1977. - 223 с.

49. Лукьянова В.Т. Катагенез в орогенных областях [Текст] / В.Т. Лукьянова. - М.: Т-во науч. изданий КМК ЛТД, 1995. - 174 с.

50. Мазор Ю.Р. Изменение углей и вмещающих пород [Текст] / Ю.Р. Мазор, А.К. Матвеев // Литология и полезн. ископаемые. - 1974. - № 6. - С. 68-80.

51. Малая советская энциклопедия [Текст]: 3-е изд. - М.: Сов. Энциклопедия, 1960. - Т. 7. - 1262 с.; Т. 9. - 1213 с.

52. Маракушев А.А. Петрогенезис [Текст] / А.А. Маракушев. - М.: Недра, 1988. - 293 с.

53. Махнач А.А. Стадиальный анализ литогенеза [Текст] / А.А. Махнач. - Минск: Белорусский госуниверситет, 2000. - 255 с.

54. Махнач А.А. Катагенез и подземные воды [Текст] / А.А. Махнач. - Минск: Наука и техника, 1989. - 336 с.

55. Методы изучения осадочных пород [Текст] / под ред. Н.М. Страхова, Г.И. Бушинского, Л.В. Пустовалова и др. - М.: Гос. науч.-тех. изд-во лит. по геологии и охране недр, 1957. - Т. 1. - 611 с.

56. Милло Ж. Геология глин (выветривание, седиментология, геохимия) [Текст] / Ж. Мило; пер. с франц. - Л.: Недра, 1968. - 359 с.

57. Муравьев В.И. Минеральные парагенезы глауконито-кремнистых формаций [Текст] / В.И. Муравьев. - М.: Наука, 1983. - 208 с.

58. Найдыш В.П. Концепции современного естествознания [Текст]: учебник / В.П. Найдыш. - М.: Альфа-М; ИНФОРМ-М, 2004. - 622 с.

59. Перельман А.И. Геохимия эпигенетических процессов (зона гипергенеза) [Текст] / А.И. Перельман. - 3-е изд. - М.: Недра, 1968. - 331 с.

60. Перозио Г.Н. Эпигенез терригенных осадочных пород юры и мела центральной и юго-восточной частей Западно-Сибирской низменности [Текст] / Г.Н. Перозио. - М.: Недра, 1971. - 160 с.

61. Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы [Текст] / Ф.Дж. Петтиджон; пер. с англ. - М.: Недра, 1981. - 751 с.

62. Пригожин И. Будущее не задано. Человек перед лицом неопределенности [Текст] / И. Пригожин; пер. с франц. - М.: Ижевск: инст. комп. исслед., 2003. - С. 13-26.

63. Пригожин И. От существующего к возникающему. Время и сложности в физических науках [Текст] / И. Пригожин; пер. с англ. - М.: КомКнига / URSS, 2006. - 296 c.

64. Пригожин И. Порядок из хаоса: Новый диалог человека с природой [Текст] / И. Пригожин, И. Стенгерс; пер. с англ. - 6-е изд. - М.: ЛКИ/URSS, 2008. - 266 с.

65. Пустовалов Л.В. Петрография осадочных пород [Текст] / Л.В. Пустовалов. - в 2-х ч. - М.-Л.: Гостоптехиздат, 1940.

66. Седиментология [Текст] / Р. Градзиньский, А. Костецкая, А. Радомский, Р. Унруг; пер. с польск. - М.: Недра, 1976. - 640 с.

67. Симанович И.М. Кварц песчаных пород [Текст] / И.М. Симанович. - М.: Наука, 1978. - 152 с.

68. Симанович И.М. Постседиментационный литогенез терригенных комплексов в складчатых областях: структуры пород и кливаж [Текст] / И.М. Симанович // Литология и полезн. ископаемые. - 2007. - № 1. - С. 84-92.

69. Симанович И.М. Геотектонические типы постседиментационных осадочных процессов [Текст] / И.М. Симанович, О.В. Япаскурт // Вестн. МГУ. Сер. Геол. - 2002. - № 6. - С. 20-31.

70. Страхов Н.М. О сравнительно-литологическом направлении и его ближайших задачах [Текст] / Н.М. Страхов // Бюл. МОИП. Отд. геол. Н.С. - Т. 20. - 1945. - № 3-4. - С. 34-48.

71. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли [Текст] / Н.М. Страхов. - М.: Изд-во АН СССР, 1963. - 299 с.

72. Тимофеев П.П. Проблемы изучения осадочных формаций. Формации осадочных бассейнов [Текст] / П.П. Тимофеев / под ред. П.П. Тимофеева, Ю.К. Бурлина, И.А. Назаревич. - М.: Наука, 1986. - С. 3-9.

73. Фейербридж Р.В. Диагностические минералы [Текст] / Р.В. Фейербридж // Минералогическая энциклопедия; под ред. К. Фрея; пер. с англ. - Л.: Недра, 1985. - С. 83, 84

74. Ферсман А.Е. Геохимия [Текст] / А.Е. Ферсман. - в 2-х т. - Л.: ОНТИ-ХИМТЕОРЕТ, 1934.

75. Хакен Г. Синергетика [Текст] / Г. Хакен. - М.: Мир, 1980. - 238 с.

76. Холодов В.Н. Постседиментационные преобразования в элизионных бассейнах (на примере Восточного Предкавказья) [Текст] / В.Н. Холодов. - М.: Наука, 1983. - 152 с.

77. Холодов В.Н. Геохимия осадочного процесса [Текст] / В.Н. Холодов. - М.: Наука, 2006. - 608 с.

78. Шварцев С.Л. Разложение и синтез воды в процессе литогенеза [Текст] / С.Л. Шварцев // Геология и геофизика. - 1975. - № 5. - С. 60-69.

79. Шварцев С.Л. Взаимодействие воды с алюмосиликатными горными породами. Обзор [Текст] / С.Л. Шварцев // Геология и геофизика. - 1991. - № 12. - С. 16-50.

80. Шварцев С.Л. К проблеме самоорганизации геологической системы вода-порода [Текст] / С.Л. Шварцев // Геология и геофизика. - 1995. - № 4. - С. 22-29.

81. Шварцев С.Л. Прогрессивно самоорганизующиеся абиогенные диссипативные структуры в геологической истории Земли [Текст] / С.Л. Шварцев // Литосфера. - 2007. - № 1. - С. 65-89.

82. Эпигенез и его минеральные индикаторы [Текст] / под ред. А.Г. Коссовской. - М.: Наука, 1971. - 110 с.

83. Эшби У.Р. Принципы самоорганизации [Текст] / У.Р. Эшби // Принципы самоорганизации. - М.: Мир, 1966. - С. 314-343.

84. Япаскурт О.В. О взаимоотношениях катагенеза и начального метаморфизма [Текст] / О.В. Япаскурт // Вестн. Моск. ун-та. Сер. Геология. - 1981. - № 5. - С. 33-38.

85. Япаскурт О.В. Предметаморфические изменения осадочных пород в стратисфере: процессы и факторы [Текст] / О.В. Япаскурт. - М.: ГЕОС, 1999. - 260 с.

86. Япаскурт О.В. Аспекты теории постседиментационного литогенеза [Текст] / О.В. Япаскурт // Литосфера. - 2005. - № 3. - С. 3-30.

87. Япаскурт О.В. Постседиментационный литогенез терригенных комплексов и палеотектоника [Текст] / О.В. Япаскурт, Ю.В. Ростовцева, Е.В. Карпова // Литосфера. - 2003. - № 1. - С. 39-53.

88. Япаскурт О.В. Стадиальный анализ литогенеза [Текст]: учебное пособие / О.В. Япаскурт. - М.: Моск. университет, 1995. - 142 с.

89. Япаскурт О.В. Основы учения о литогенезе [Текст]: учеб. пособие/ О.В. Япаскурт. - М.: Моск. университет, 2005. - 379 с.

90. Япаскурт О.В. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного породо- и рудообразования [Текст]: учеб. пособие / О.В. Япаскурт. - М.: ЭСЛАН, 2008. - 356 с.

91. Япаскурт О.В. Литология. Разделы теории [Текст] / О.В. Япаскурт. - в 2-х ч. - Ч. I: Процессы и факторы эпигенезиса горных пород (диагностика и системный анализ). - М.: МАКС Пресс, 2013. - 216 с.

92. Япаскурт О.В. Литология. Разделы теории: В двух частях. Часть II: Закономерности внутристратисферного литосферного осадочнопородного эпигенезиса и их типизациия [Текст] / О.В. Япаскурт. - М.: МАКС Пресс, 2013. -188 с.

93. Ярошевский А.А. Геохимия литогенеза [Текст] / А.А. Ярошевский. - М., 1983.

94. Dutton, S.P. History of quartz cementation in the Lower Cretaceous Travis Peak formation, East Texas [Text] / S.P. Dutton, N.D. Timothi // J. Sediment. Petrol. - 1990. - V. 60. - № 2. - P. 191-202.

95. Fairbridge, R.W. Phases of diagenesis and autigenesis [Text] / R.W. Fairbridge // Diagenesis in Sediments / G. Larse and G.V. Chillingar. Eds Amsterdam: Elsevier, 1967. - P. 19-89.

96. Spotl, C. Diagenesis and pore water evolution in the Keuper reservoir. Paris (France) [Text] / C. Spotl, A. Matter, O. Brevart // J. Sediment. Petrol, 1993. - № 54. - P. 909-928.