Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Органическое вещество в осадочном процессе

ВАК РФ 04.00.21, Литология

Автореферат диссертации по теме "Органическое вещество в осадочном процессе"

Российская акадеыия наук Ордена Трудового Красного Знамени Геологический институт

На правах рукописи УДК 552.57+552.577^ 552.973

БОГОЛЕОВА ЛИДИЯ ИВАНОВНА

ОРГАШШСКОВ ВЩЕСТГО В ОСАДОЧНОМ ПРОЦЕССЕ (на примере торфов, углей и ыеловцх "чернит оланцев" Иврового океана)

Специальность 04.00.21 - Литология

ДИССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геодого-шгаералогнческшс наук в форме научного доклада

Москва - 1902

Работа выполнена в Геологическом институте РАН Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук - Е.С.Ларсная доктор геолого-мннералогических наук - Л.Я.Кизильштейи доктор геолого-минералогических наук - М.В.Корж

Ведущее предприятие: Всесоюзный научно-исследовательский геологоразведочный институт угольных месторождений (ШИГРИуголь)

Защита состоится 21 мая 1992 г. в 14 чао. 50 мин. на заседании специализированного совета Д.002.51.01 при Геологическом институте РАН по адресу: I090I7 Москва, Пыжевский пер., д.7.

С основными опубликованными работами по теме диссертации в форме научного доклада можно озналомитьоя в библиотеке -ИГЕМ РАН по адресу: 109017 Москва, Старомонетннй пер., д.ЯР.

Доклад разослан " " J992 г.

Ученый сенретарь совета доктор геолого-шнералогичесних наук

О.В.Япаскурт

Посвящается светлоП памяти учителя -Врия Аполлоновича Еемчужшпсова

Актуальность проблемы. Органическое вещество как концентрированное, так и рассеянное является важнейший компонентом большинства осадочных образований. Вследствие своей реакциошюспособности оно активно участвует в осадочном процессе, обусловливает физико-химическую среду фациалышх типов осадков, скорость, характер и направленность течения процессов седцменто-и литогенеза, влияет на процессы минералообразования и перераспределения химических элементов, претерпевая само одновремешю деструкцию и преобразование.

Органическое вещество (ОБ) в целш является также источшшоц торфов, углей, горючих сланцев, нефти и некоторых других осадочных горючих пскопаешх, представляющих собой не только топливные ресурсы mipa, но и незаменимое сырье для химической и технологической переработ1ш, потребностей сельского хозяйства, а также медицины.

Огромное значение ОБ в осадочном п[юцессе, а такзе :i как полезного ископаемого способствовало широкому развитой посшщеншх ему научных исследований и накоплению многочисленных данных ого изучения. Однако они недостаточно полно реализованы в реаении основных теоретических и практических проблем литологии, угольной и нефтяной геологии, часто не точно интерпретировались, например, при реконструкции генезиса концентрированного (КОВ) и рассеянного (P0D) OD, выборе пршщипов их генетической классификации, выработке терминологии компонентов OB и их типов, расшифровке и оценке стадий седименто- и литогенеза по OB, а также более полного раскроил свойств горючих ископаемых и путей их болов рационального использования в практической деятельности человека. Это объясняется тем, что ОБ рассматривалось как биологический компонент осадочных образований и его генезис и все другие параметр« выводились из изучения только его самохчэ. Но ОБ во всех его нроянлошшх является и х'еологическим объектом, который нуждается в лнтологичеоксм аспекте его исследований, т.е. в комплексе с шепидо.'дам отложениями ыачодш литолого-^аниального анализа. Первые такие исследования Ои.'ш oj.iYUinaohnitii B.C.Яблоновым в Донбассе под научным руководот-iioi! Ю.А.Хемчуншшона, которое в дальнейшим приобрели генотичеокое и.-л! ан.'ичше ыко.'ы l l'Jia, гк.чглап.гчемое 11.11.1ши.'К'Ишм, Генетический

подход в исследованиях ОБ, впервые осуществленный в данной работе| делает ее актуальной.

Цель работы - раскрытие закономерюствй формирования вещественно-петрографического состава, структуры и полезных •свойств ОБ, а такке постседимептационннх его изменений на фацн-альном фоне осадочного процесса, в связи с разработкой теории се-дименто- и литогенеза и уточнения критериев практической значимости концентрированного и рассеянного ОБ.

Задачи исследования:

1. Детализировать признаки метода литолого-фациального анализ? применительно к неконсолидировашшм совремешшм торфонооным толщам и "черзши сланцам" океанских окраин.

2. Изучить исходный растительный материал ОВ углей, торфов и "черных сланцев*1 с определением его ботанического состава, степени микробиального разложения и направленности процесоов перпично-го превращения. Обосновать типы микрокомпонентов ОВ и предложить их классификацию.

3, Детально охарактеризовать вещественный состав лптологичео-ких и генетических типов осадков, в том чиоле торфов, углей и "черных сланцев", определить фации и их парагенезы о выявлением закономерностей латерального изменения, реконструировать лавдшйт-но-палеогеографические обстановки осадко-, торфо- и оапропелана-копления, проследить иоторию их развития в изученном интервале времени.

4. Выявить закономерности распределения генетических тппов торгов и углей в пластах, выделить тшш строения пластов и проана лизировать лх в связи с фациальншп обстановка1® осаднонакоплешэт торфоносных и угленосннх отлокений в целом.

5. Сфор.5улировать призиаки построения геологических генотичес кпх классификаций углей п торфов, а тшже ОВ "чертпс слшщоп", гн явить фактор1 их опроделявдае, разработать генетические классификации.

6. Рассмотреть постседимонтациошше преобразования гумусового ОВ в форм гелефнцировштой дровестш (витрштта) в связи с лито-логическими, генетическими и фоцналъташ типами осадков ее захоронивших,

7. Определить роль ОВ феодальных типов осадков областей торфо накопления в процессах болотного мкнералогенеза.

0. Оценить параметра, определяющие полезные свойства ОВ в тор Фах п углях, а токхо РОВ в "черных сланцах", как критериев их рп?

'ысшюго рационального использования. -

Научная новизна. Это первое исследование, в которой для изучения и типизации гумусового ОВ в цела! и вмещающих его отложений осуществлен единый методологический подход, основой которого является детальный литолого-фациалышй анализ. В результате:

1. В новом аспекте представлен процесс ыикробиального разложении тканей исходного растительного материала современных и древних торфаа_[углей) в связи с особенностями палеогеографических обстаноьол| и геотентонического реапыа областей осадао- и торфонакопления, выделены типы структур ОВ, имеющие генетическое значение.

2. Установлены новые и уточнены известные факторы многообразия вещественного состава и свойств ОВ гумусовых углей, выделены их генетические и фациалыше типы, сформулированы принципы классификации и разработана совместно с П.II.Тимофеевым первая геологическая генетическая классификация гумусовых углей основных уголымх бассейнов нашей страны.

3. Впервые дано объяснение особенностей свойств изометамор^ннх "более и менее восстановленных" углей, выделенных углехимиками в Донбассе (ДонУГИ), различиями структур углеобразующего ОВ в комплексе о другими признаками.

4. В отлсаениях современных приморских областей торфонакопления впервые выделены и детально охарактеризованы генетические п фациалыше типы минеральных осадков и тор^оп и типы га парагенезеш, которые связаны о конкретными лшдаа^тннми зонами области торфонакопления.

5. Новым в изучении современных торфов является разработанная, на примере приморских областей торфонакопления, их генетическая классификация в отличие от единственно существующей в настоящее время чисто ботанической. Показана реализация вещественного оос-тава генетических типов торфов в их качественной характеристике и полезных свойствах.

6. Раскрыт факт влияния литологического, генетического и феодального типа осадка на постседшентациошше преобразования ОВ в фо{ив витршшта и оценены его масштабы на разных отадиях литогенеза осадочных образований.

7. Обосновано новое представление о роли органического вещества различных фациальшх типов ооадков областей торфонакопления. как катализаюра-учкорителя минеральной перестройки глин и нути-генпого цинермлооб^эорннин.

8. Открыты новые форм микроорганизмов в исходном растительном материале меловых "черных сланцев" океанов, оценено их количественное участие в составе органического вещества, выяснено стратиграфическое значение в овяйи о глобальным распространением в меловое время, определена палеогеографическая приуроченность в акватории бассейна седиментации и выявлены их хлмико-битуминоло-гические параметри.

Практическая значимость работы заключается в разработке научно-методической основы для решения теоретических и прикладных задач литологии, угольной и нефтяной геологии. Разработаны принципы и построена генетическая классификация гумусовых углей основных бассейнов СССР (авторы П.П.Тимофеев и Л.И.Боголюбова) , которая припята Международным комитетом по петрологии утлей как "Система Геологического института АН СССР, Москва" (со-кращенноТШ") наряду о существовавшими до этого времени системами: "Стопс-Геерлена" - западно-европейской и "Тиссена Горного бюро" - американской. Она вошла частично во второе издание Международного справочника по петрологии углей (1963) и полностью опубликована в дополнении к третьему изданию Международного справочника по петрологии углей в 1971 г. Материалы классификации отражены в геолого-углепетрографической карте Донецкого бассейна. Оли ис пользованы при оценке свойств коксующихся углей Караганда (В.Н.Нестеров, 1963, 1965), Иркутского бассейна (0.Г.Румянцева, 1965), химико-технологических свойств бурых углей Караганда (Толеубаева, 1966; Уланов, 1967). В геологическом аспекте они использованы В.П.Бабенко (1980), В.В.Крапивенцевой (1979). С некоторыми дополнениями классификация признана в Ростовском университете (Л.И.Егоров, 1974; Л.Я.Кизильштейн, 1975, 1983). Материалы по классификации вошли в цикл лекций геологического факультета МГУ.

Установленные корреляционные связи меаду диагностическими параметрами генетических типов углей и торфов и параметрами их ка-чествешюй характеристики раскршш возможности массового прогноза различных овойств этих полезных ископаемых, а следовательно и отраслей практического их использования.

Вывода о зависимости постседиментациокных изменений РОВ в форме гелефгашровшшой древесины (витринита) от среда захоронения ре карендованы для корректирошси методики определения стадий литоген эа осадочных пород, степени углефшшции угля и $аз нефте- и газообразования.

Выявленная закономерная связь направленности процесса глпмооб

зования со структурой решшнонноспособного органического вещества, его ботанической природой и- количеством и осадке iiozet бить использована при расшифровке механизма нониентраиии и рассеивания элементов в толще осадков.'

Данные по вещественному составу, стадии катагенеза онеансних "черных слониев", исходному материалу и генетическим типам ОВ в них являются критериями прогноза и поисков нефте- газоматеринских и нефте- газопроизводящих толщ на шельфе Атлантини и Тихого океана. Сведения о глобальном распространении сланиеобразующих вновь отнритих форм растительных организмов послужат дополнительным кря-тернеи обоснования мелового этапа в истории осаднонакопления Мирового океана.

Фактический материал. В основу работы положены многолетние исследования ОВ и вмещающих его отлояений в областях древнего и современного (голопенового) осаяно- и TOpJiO-накопления. Фактический материал собран п обработан автором в пределах следующих районов СССР: Донецкого, Подмосковного, Кузнецкого, Челябинского, Кмо-Уральского, Днеаропетровсного уголышх бассейнов, местороядений восточного склона Среднего Урала, Энибас-тузского месторождения Казахстана, Тнпбульского, Ткварчельского, Иаорского и Ахалнихского месторождений Золавназья, большинства месторождений Средней Азии. Обработаны ыатериааы П.П.Тимофеева по Калско-Ачинскому, Иркутскому и Тувинскому угольным бассейнам, собственные материалы по приморским областям современного торфо-пакопления в Рионском межгорном про!'Ибе (Колхида), Южной Прибалтике, а также материалы, полученные от П.И.Тимофеева по IlxhoA Флориде и от И.А.Павлнднса по западному шельфу Кубы. Фактический материал по всем вскрытым разрезам "черных слашев" районов: Западной Лирики, Испанской Сахары, Бискайского залива, плато Фолкленд, Калифорнийского побережья. Блек-Багамской впадины, в акватории Атлантики и в районе поднятия Хесса и гор Мориус-Неннер в Тихом океане получен от сотрудников диалогической секиии Геологического института ЛИ СССР, участвующих в рейсах с. "Гломар Челленджер", а также отобран автором совместно с П.П.Тимофеевым из кернохрани-лища Скрипсовсного института в Калифорнии и Ламонтской обсерватории близ НыьНорка (CIIIA),

Всем товарищам, либозно иропотш-ипиим мптериач, автор выракпет иснреннио бляхопщнос гь.

Методика и с с л е д о )) а Н и й . Для изучения ОВ И ВММЩНМЦИХ его омиЖРЦИЙ МрИМнцпН (Щф'1*НЙ ИОМЧПОНО ► «'ТОДМП лито-

лого-фаш'ольного и палеогеографического анализа. По органическому веществу основу составляют углепетрограрические исследования с использованием данных палеоботаники, спорово-пыльиевого анализа, хи-гаи и технологии. Органическое вещество тор{ов и "черных сланцев дополнительно исследовалось методами битуминологии и лшиниспент-ной микроскопии. Для детальной характерно™'" исходного растительного материача "черных сланцев" использована сканирующая электронная микроскопия. Углепетрогря$пческие исследования ОВ всей г av. углефикашш проводились в двустороннеполировашшх шлифах при пара лелышх и скрещенных ни нолях (2, 8).

Литолого-фшиалыш»! анализ угленосных отложений большинства угольных бассейнов и месторождений был проведен II .11. Тимофеевым, Л.Н.Ботвинкиной, Л.П.Феофиловой и другим! сотрудниками при разраб пе комплексных плановых совместных исследований. Данные литолого-фалиального анализа отложений областей современного торфонакоплен и сапронеленакопленпя в океанах являются результатом личных вссле дований автора. Ира отом макроскопическое изучение отложений сопр вовдвлось микроскопией тонких шлифов, которая оказалась достатачн эффективной для неконсолидированного материала современных осадке (55), а также микроскопией препаратов легкой и тяжелой фракпий. Всего изучено автором более 25 (JCÜ шлифов из углей, осадков п top фон и более 250 препаратов фракпий.

По результатам этих исследований построены многочисленные фаг-пи алыше пробили /82/ и лендшафтно-палеогеографичеекпе карты /12/ выполненные с учетом радиоуглеродного датирования /50/. Составлен атлас микроструктур генетических типов осадков п торфов /150 таблиц, 65Ü микрофотографии/.

Для выявления роли гумусового 0В в преобразовании глин в облас тях современного торфхзнекогшення были изучены глинистые франции водосборов, речных артерий и торфяников, главным образом митодом рентгеновской дифракции с привлечением данных инфракрасной спектроскопии /650 и 50/, электронографии /150/ и полного силикатного анализа, включат образцы осадка в целом /125/. Выделение гликист< фршшви вз обогащенных ОВ осааков п торфов осуществлено ио уточ-лешюй методике, предлохешюП автором совместно с С.U.Пахмутовой (40) и методике (в целях сравнения) низкотемпературного озоления /25/ в лаборатории Геологической службы Иллинойса (США), любезно выполненное по напей просьбе под руководством Х.Гласкоутера. I'hjh привлечены токко и аналитические данные литературных источников.

Исследования с использованием фазичеснах, хвшчесяах а батушш*-логнчеснпх методов выполнены в Геологическом институте '11 СССР в лаборатории фазичесних ¡.методов изучения осадощшх пород, руноьсда-цой профессором В.А.Драньм-, в хтлано-аналптачесноа лаборатории (заведующий нандпдат геолого-ьшнералогпчесвнх наун Д.Я.Чопороа). Часть исследований ОБ "черных сланцев" в снанаруп^еи ьанроснсае выполнена в лаборатории Берг-Бауфороунг (Германия), пранадлелалзЗ профессору Ц.Т.Маковской. Исследовшшя по лшвинспекции этого ге катера ада про вздены в Геологическом институте Крефельда (Германия) К.Огтеньянсм в лаборатории Ц.Тайхмталер, а его бату1гзнолЬгачесннЗ анализ ышол-нен во ШЗВШТ под руководством профессора О.В.Бартн;гЕач. Легкая а тязгелая фракции осадков получены из лаборатория изханачесгого анализа (заведукдая донтор геолого-зязнералогичесвах наун Н.В.Реа-гартен). Е^еленле глинистой франции осуществлено в лаборатория осадочных формаций Г.Е.Яковлевым и В.Н.Летуновсним прл непосредственной участпа автора. Раадоуглеродное датирование торгов проведешь в лаборагораа reoxai.uu стабалышх изотопов а геохрснологаи под руководством дснтора геолого-глиералогачеснах наун и.Л.Виноградова.

Публикация . Залшцаемле положения сбосноваш ¡[ьзэачас-каи материалом п освещаются в Ь5.науч1шх раЗотах автора, чес1ячло з соавторства, главные аз которых в количестве 56 пгзг-з'ени в списка работ автора, по совокупности которых сеслг:!"Н:'1 дсн^ал- Ссылки па хшх в тексте поваэеш нсг-эрг.".! в скоб«ах.

Апробация. Результаты исследований по ¡-I доклада сис-тенатпческа докладывалась д обсуждались на Всеесг-зшх сеганарах по ОВ современных п аснопаешх осадков (1266-1ЬБ5), ня ^ялунагодних конгрессах по геология в стратиграфии вгрбона (1ЪБВ - голлисуш, 1953 - Франция, 1967 - Англия, 1971 - Фрашзя, 1Ь7У - ОМ), на дунероднои геологачесном конгрессе (1^65 - /лгдая, Г-са - СЛА), на У1 Педяународной конгрессе по органической I есп"4 \'ГЛ\ - 1рьи нзя), на Цездународней иолловвпуие по палеотешерглурзд в ЙС {Феиа-терзнскому потенциалу (1Ь7.3 - Франция), на Шалуннродноу есипотауиз по геология угля, нефтяшш сяаш&и а иерогену V11-ВТ -неоднократно на заседаниях ногасспй Международного кстлзтета по петрологии углей, членом которых является автор с 1-€1 г., на ?-оч Всесоюзном угольном совершив (1Ь-55— Ленаш рай), на 2-е и Всесоюзном совгзаппз по генезясу твердых горючих асгпиаегих - Москва), на 1У Всесоюзном ути ном совецрлпп (1 "' ■ - 15г_1* ■-илсргрт), на спиюзпуке но осадочным -!ч и их I';1 ...носнисга г1-'?н), на лит0л01"ич»1;1!!5м й' Н] - , '""рН-1

курских сессиях института. Материалы исследований дватды демоне: рпроналпсь на ВДНХ СССР и были отмечены бронзовой и серебряной 1 ллш. Атлас микроструктур углей Донецкого бассейна, в котором а! принимал основное участие, удостоен в 1955 г. премии Президиума /Л СССР.

Благодарности . Появлению работы послужили спсте; тичеекпе обсуждения результатов исследования с коллективом сотр] 1Шков ряда лабораторий Геологического института, с учеными друп учреждений п стран во время заседаний комиссий Международного кс катета по петрологии углей. Цешшми были творческие контакты с J Коссовской, И.В.Хворовой, В.А.Дрппем, В.И.Муравьевым, В.Н.Холоде вым, в.А.Лаврушиным, В.И.Виноградовым, В.И.Копорулиным, Л.Е.Ште{ бергом, А.И.Гинзбург, Л.И.Сарбеевой, Л.В.Македоновым, В.К.Чачуа, Е.И.СкобеевоГ!, А.И.Данпзевской, О.В.Бартсшевпч, Ю.И.Корчагиной, Е.С.Ларской, М.Тайхкгллер, И.Т.Маковской. Больпую помощь в работ оиазали В.А.Котов, Т.Е.ЗаНнева, Л.Ф.Иванова, Л.Д.Сулер.1пикий, А. Соколова, А.А.Окунев. Автор всем им вырадает пскреннтю признать кость. С чувством теплоты автор вспоминает своего учителя и над1 ного руководителя П.А.Кемчугашкова, В.С.Яблокова, Л.Н.Ботвпнкшц К.В.Ренгартен, Н.Э.Вальц, Н.Б.Еассоевпча, совета которых облогчг исследования автора. Неоценимую благодарность автор приносит П.Г Тимофееву, полезгае советы, боскомпромисная критика п кивой инте к исследованиям которого во многом способствовали выполнению рас

ЗАИШ1АН.Ш ПОЛОЖЕНИЯ

Полосине I. Структура ОВ гумусовых углей обусловлена степенью мшфобпалыюго (биохимического) разложения п измельчения лигнине целлюлозных тканей исходных растений в процессах гелефикшин, к фвзеиизашш п фюззнвзашш и связана прежде всего со скоростью зе роненпя торфагенного слоя, зависимой б крупном масштабе от геотс тоначеского режима палеогеографической обстановки области осадкс и гор^онакопленвн. Угла с различной структурой ОВ, при прочих равных условиях, обладает различными химико-технологическими свс сгваыа, в том числе и коксуемостью. Разработана геологическая к цетическая классификация гумусовых углей, б основу которой поло-Еен прззнан типа структуры их ОВ.

В истории происхождения ОВ, концентрированного в гуцуссвых уг лях и торгах, по общему признанию выделяются два этша, которые растеризуются действием комплекса различных факторов. Первый атг связан с генезисом торфа и может быть отнесен по аналогии с ссап (ппп! нпродю^ к седиментогенезу (тор^агенезу), вклгчпшему три с

дии, охарактеризованных в таблице I (54). Второй этап апогенезис -связан с углефаншаей возникшего торфяного ОВ и начинается оц с 1Ю иента захороне!шя торфогвнного слоя под вновь образовавшиеся слои торфа или минеральных осадков. Этот этап относится к литогенезу, но-: торый объединяет стадии: диагенеза, катагенеза, цетагенеза и метаморфизма (регионального) ОВ углей. В данном исследовании анализируются процессы и условия формирования состава гумусового ОВ в седи-«ентогенезе и преобразования его главным образом в раннем диагенезе.

Структура ОВ. концентрированного в углях, как генетический признак их классификации. "Колее и менее восстановленные" угли В.В.Видавского (1Ь41)

Состав гумусового ОВ, концентрированного в углях и торгах, обязан процессу оторфенеиия растительного материала в стадии седишпо-генеза, протекавшего как по линии направленности превращения лиг-нино-целлшозных тканей, зависящей от степени застойности п яроточ-ности болота, с образованием типа ОВ: гелефииировшшого, слабо а сильно гелефвзенизировшшого, в том числе и гелефрэеиолодобцого (Г2-лефанщия с последуицей фюзенизанией в условиях проточного болота) и фюзенизироввшюго, так и по линии их микробиалыюго (биохимического) разложения и измельчения, обеспечивающего структуру ОВ, которая проявляется в степени сохранности клеточного строения и размерности исходных тканей. Накопление лейптинитовог-о ОВ - биохимзческа устойчивых элементов высших растений - обусловлено наиболее интенсивным распадом липшно-иеллюлозных тканей при их оторфененпи. Соотношение этих трех типов веществ до 50-х годов являлось оснорннм критерием характеристики ОВ, концентрированного в углях, и построения их вещественно-петрографических классификаций (Ю. А.Еемчуаш-нов, Ш8; А.И.Гинзбург, 1951).

Структура ОВ углей в указанном контенсте не принималась во внимание. Необходимость критерия структуры ОВ как классификалиошюго была продиктована при комплексном изучении автором углей среднего карбона Донбасса будучи в составе экспедиции в 1947-1Ь50 гг., руководимой К'.А.Ульпужлиновим и В.С.Яблоновым. До того времени существовало общяа мнение исследователей о том, что угли среднего карбона Донбасса п глинной своей массе по петрографическому составу однотипны как гелшшт<)(ш (илореловые) и все их разнообразие связано лишь с различиями л схмтни угле^икшии, Угл охи гаки Донецкого угольного ннсти гуьч 11,И.ЫимнскиА н другие (1VII, Ц!54) устало вили среди них дна крайних тип?): "у!Л!1 бчячв цоос'ГйНОМ^шше - I)" о "угли менна пост .члмюнчшш; - м", лм'.-ш.ич н« оииннкоьу»), п шюгда

даже резко различную химико-технологическую характеристику в пред лах одной и той же стами углефикашш. Два факта оказались в явно противоречии. Детальное изучение автором в начале углей низкой ст пени углефпкании (7), а затем и высокой, вплоть до тощих (1,9) включительно, по единой углепетрогра!>ической методике в тонких дв стороннеполпрованшх шлифах (8) показало, что угли Донбасса однот ш только в смысле преобладания гелефицированлого ОВ в них (70-80 но они не однотипны в смысле его строения (I, 7, 9). Автором был сделан вывод о том, что для углей Донбасса признак количественно: соотношения типов ОВ: гелефицированного, фюзенизированного и липе идного, который был общепринятым углепетрографами, не может быть главшм классификационным. Для характеристики их ОВ и классифпнет углей выдвигается на первое место признак структуры гелефпцироваг ного вещества, которое было разделено автором на два крайних вщ I) состоящего из микрокомпонентов - форменных элементов, т.е. прс дуктов неполного биохимического разложения растительных тканей, i целом обусловливающих ксиловитрено-витреновый характер его строег вля телинитовую структуру и 2) представленного микрокомпонентами под названием прозрачной "основной массы" - продукта полного биоз мзческого разложения растительных тканей, определяющего однородт характер строения ОВ или коллинитовую его структуру.

Происхождение терминов "телинятовая" и "коллинитовая" структу] предложешшх автором, связано соответственно с латинскими словам "tela" - растительная ткань и "kollo" - клей, коллоид (18). I признаку структуры гелефицировшшого вещества в среднекарбоновых углях Донбасса было выделено два генетических типа: I - угли с ki ловитрено-витреношм гелефишгрованным веществом или гели1Што-тел) 1ШТовые и П - углп с однородным гелефицировашшм веществом пли гелинито-коллинитовые, которые также четко разграничиваются по химико-технологическим свойствам, сопоставимыми соответственно с химико-технологическими параметрами углей "более восстановленных в* я "менее восстановленных - а". Структурные различия ОВ углей I и П типов сопрововдеются и другими признаками (7), которые про хаваются в комплексе по всей гамме их углефикашш (2,9), благодя применению разработанной автором методики для этой нели совмести о А.П.Крайнюковой п Л.Е.Штеренбергом (8). Подмеченные автором пр наки различия обоих типов углей подтверждены при составлении гео лого-углехимической карты Донецкого бассейна (А.В.Усачева, 1У54) а также доппнены некоторыми новыми характеристиками, наиболее пенные материалы по которым сведены в работах Л.И.СпрбеопоЯ (1968, 1985).

Угли I генетического типа (7), также как и типа "в", в отличав от П типа, соответствующего.типу "а", в алеиентаом составе ашют больше водорода, меньше кислорода, характеризуется больший выходом летучих веществ, лучше спекаются (1,5-2 раза), ииеют более широкую гамцу спекающихся углей. Таким образом, вцделешше углехишкама по степени восстановлеиности угли "в" и "а" не только били подтверждены автором, но и впервые петрографически обоснованы. Эти ноше фанты (В.А.Жемчуашииов, 1954) вместе с накопленными ранее стали ключом разъяснения особенностей углей Донбасса, до того времени остававшихся неясными. Так, заховдение друг за друга границ марок углей Д и Г, ОС и Т по выходу летучих веществ налло отражение в различных структурах гелефяцированного вещества углей. Отклонение от известного правила Хильта, широко констатированное во многих районах Донбасса, оказалось связано с зависимостью выхода летучих веществ в угле от его генетического типа.

Каждый из установленных генетических типов углей слагает либо целый угольный пласт, либо приурочивается к его верхней или пинией части, сохраняя при всем этом устойчивость своего строения на доволь но большой площади области торфонанопления, однако не исключены переходы мезду ними. Виделеио три типа строения пластов: I - оосто-ящий из углей гелинито-телшштошх; П - представлений углями гели-нито-ноллшштошмн п Ш - в котором участвуют и те, и другие, слагая низ или верх пласта, но не чередуясь ыевду собой в его разреза.

Связь генетических типов углей, реализованных в пластах,

с фаииальними обстановками осадконакопления

При анализе парагенезов фаций, т.е. обстановок осадконакопления в комплексе с типами угольных пластов, впервые была открыта генети ческая связь между ними П.П.Тимофеевым (1952, 1Ь60). Все угольные пласты большинства районов Донбасса, сложенные углями I генетического типа, связаны с парагенезисами тех фаций, которые определяют аалювиалыю-озерно-болотнув, аллювиально-прибрежно-морсную.аллюви-ально-собственно—морскую и собственно-морскую обстановки осадконакопления с широким диапазоном фаций от аллювиааышх до открытого моря, где происходит резкая смена условий до и после формирования торфяного пласта и относительно быстрое погружение области торфо-накопленин. Уголыше пласты, сложенные II 1"енетическим типом угля, обязаны нарагенезу фаций озерно-бологной, прибрелло-мореной и при-бредно-собитвенно-ыорской постановок оса^нонаионления о одниобрпз-ным набором и узким диапазоном Фаний, относительным их поогоянсгьоы

("топтание" фапий на месте, К.А.Жемчужников, 1954) до и после формирования торфяного платса, в целом указывающих на медленное погружение области торфонакопления. Смена типа пласта на площади влечет за собой и соответствующую смену парагенеза фаиий в обстановке осад-конскопления. Сделан выеод о том, что для образования углей с разли* ной структурой гелефипировакного вещества - телинитовой и коллини-товой - имеет значение не тип самой обстановки, а скорость ее изменения, обусловленная геотектоническим режимом области торфонекопле-пия, реализуемом в быстроте ее погружения и захоронения торфоген-ного слоя. Эти выводы полностью согласуются с результатами исследования вещественного состава самих углей. При близком содержании гелефииированного вещества (70-901) ОВ I генетического типа отличается меньшей биохимической разложенностыэ растительных тканей и их гелефикшия была приостановлена на стадии нгбуханпя стенок клеток (К'. А.Жемчужников, А.И.Гинзбург, 1936), в то время как во П типе процесс гелефшаиии дошел до более конечной стадии - разжижения, т.е. образования жидкого, текущего, однородного гелефииированного вещества. Это значит, что разложение исходных тканей при образовании углей I типа было более коротким во времени при прочих равных условиях, а в случае образования П типа было более длительным. Известно что разложение растительных тканей при торфонавоплении происходит в поверхностном тарфогенном слое и как только он захороняагся под вновь образовавшимся слоем, процесс разложения в нем прекращается Ш.М.Ь'урбатаза-Бедякова,.1954). Следовательно, чем более длительное время торфогеиный слой пребывшт в условиях, благоприятных; для разложения, тем полнее разлагается в нем растительный материал. Значит угла гелинита-телинатошэ образуются при сравнительно большой скорости захоронения торЕогенного слоя, а это мажет быть в случае относительно быстрого погружения области торфонакспленпя. Ггли ге-ллнйто-колдшштовые, яшишцпгся результатам почти полного резлокепи я растительных тканей, образуются при сравнительно малой, скорости захоронения торфогешгаго слоя, т.е. при относительно медленном погружений области торфонавоаленйя.

Скорость захоронения тсрфо генного сдоя сназывается не только на схеаени разложения растительного материала, ко ц на степэга окисле* ¡юств образуптагося гелефасшровзнного торфяного Егщесгва. Более раз досенное торфяное вещество - гелииито-колдккитовоз, как правило г Фодае окисленное, что проявляется в коргчнев&тсм его цвете в повышенной отражения, тогда как гедвЕшто-тедякатовое весесгвз

сохраняет более красноватые тона и пониженную величину отражения (9). Это объясняется количеством'Времени поступления кислорода воздуха в торфогенннй слой, в котором одновременно с биохимическим разложением тканей происходит и окисление органического вещества. Здесь имеет значение не абсолютная величина Eh среды болота, колебания которой на велини (350-400 милливольт; 31), а длительность существования среды о определешшм окислительно-восстановительным потенциалом, регулируемой скоростью захоронения торфогенного слоя. Этиц и обусловлен генезис более и менее восстановленных углей, которые петрографически, как показано выше, различаются структурой гелефа-цированного вещества и его окраской.

Установленная связь того и другого генетического типа углей среднего карбона Донбасса с соответствукцими ппрагенезаш фапай в об-становнах области торфонаяопления и ее геотектоническим режимом подтверждена результатами комплексного латолого-фаниального исследования углей и угольных пластов, а также вмещапцих отложений во многих других бассейнах СССР различных эпох древнего тор{юнакопле-ния: Кнзеловском (Г.С.Калмыков и др., IS75), Донецком (нижний карбон; А.П.Феофилова, К.И.Иносова, 1962), Тувинском (П.П.Тимофеев, 1964), Канско-Ачинском, Иркутском (П.П.Тимофеев, 1969), капо-Якутском (И.Е.Стукаюва, 1989); месторождениях Дальнего Востока (В.В. Крапивенцева, 1979), Закавказья (С.Г.Баланчнвадзе, 1983) и других (22).

С раскрытием этих связей угольный пласт перестал существовать как "черное тело" в угленосных формациях и ста! закономерным звеном в серии ее отложений. Эта связь убеждает в правильности выбранного признака структуры гелефипированного вещества как главного классификационного для них и свидетельствует о том, что его проявление в вещественном составе ОВ углей является следствием общих условий и закономерностей осадконакопления угленосной толщи в целом, т.е. этот признак является действительно геологическим генетическим и типы углей I и II, выделенные по этому признаку, соответствующие "более и менее восстановленным" углям но ДонУШ, являются также генетическими.

Принципы построения геологической генетической классификации гумусовых, углей

Признан структурности Х'елефшшровашк го вещества, открытий автором впервие на примере изучении углей Донбасса, о этого времони приобрел глоб?у1Ы|у» значимость, обуслиш-нмум абсолютным преобладанием гелипи говых уг.чкй во пев эпохи гр<дорической истории Мемли.

С того же времени этот признак прочно вошел в методику петрографических исследований ОБ углей, напел отражение в построении и номв! илатуре их вещественно-петрографических классификаций (Н.М.Крылов И.Э.Вальи и др., 1956; И.Э.Вааьи, И.Б.Волкова и др., 1968; И.Э.Ва

A.И.Гинзбург, Н.М.Крылова, 1975), а также обосновании химико-технологических свойств, в том числе и коксуемости, во всей гамме уг, фикшии гелинитовых углей в различных бассейнах и месторождениях СССР (П.Я.Самойлович, М.М.Лифшиц и др., 1954; В.В.Калиненко; 1959

B.И.Нестеров, 1963, 1965; Л.В.Толеубаева, 1966; С.Г.Румянцева, 19 В.П.Бабенно, 1971; А.С.Стругов, 1971; 2, 7, 9 и пр.). Появилась в можность прогноза качества углей по структуре углео-1рязувдего гел фицированного вещества и палеогеографическим обтсановкам осаико- : торфонакопления, заключающих угольных пласт, а с учетом степени у фикании и их марочного состава (9).

Не осталось прежним также и понимание фюзенизированного вещест которое расчленено автором на три типа - собственно фюзенизирован ное, гелефюзенизированное и гелефюзеноподобное (10, II, 12, 18, 2 два последних из которых по структуре подразделены на виды: с тел товой структурой вещества, состоящего практически из агрегата тка ней и коллинитсвой структурой, представленной однородной непрозра пой "основной массой" - микринитом. Структурное иг различие подтв дается и химическими показателями: элементным составом, выходом гуминовых кислот на стааии углефикапии бурого угля и др. (10, II) Почти всю массу ОВ твердого бурого угля гелифюзинито-коллинптовог типа составляют гуминовые кислоты (63-70$), в то время как в ОВ гелифюзинвто-телинитового типа их всего лишь 2-3%. В теоретическо плане эти различия указывают на двухфазный процесс образования то в другого в начале гелефикшин лигнино-целлюлозных тканей в относ тельно восстановленных условиях с наложением последующей фюзениза пин за счет некоторого осушения болота или наступления его проточ ности, т.е. окисления. Однано, фаза гелефикации в случае телинито вой структуры ОВ была более короткой, а коллиннтовой - более длительной. С практической стороны гелв$юзинито-ноллинитовое ОВ угле привлеиает внимание как сырье для получения гуминовых кислот, тир во используемых в сельской хозяйстве. Такое же подразделение по структурному признаку справедливо в для других типов ОВ углей, во нпкгаих из лигнино-целлюлозных тканей в процессе гелефикдаии с нал жаняем процесса слабой фюзенизшип. Телпнитовая и коллипятовая структуры типов ОВ углей являются начальной и конечной стадиями пронесся биохимического разложения и деструкции лигнино-целлплоз-

ных тканей. Между ниш выделены и переходные структуры: посттелннд-товая (крушшй аттрпт с частицами более 0,2 ил) и преколлшштовач (мелкий аттрит с части чачи менее 0,2 ил) (14, 15). Детализирован состав ОВ углей и по определению природы его исходных тканей (Н.Э. Вальц, 1956). Подчеркнуты особенности вещества углей, возникшего из листьевой паренхимы, древесины стеблей, пробковых и механических тканей, а также из нрупной и мелкой древесной растительности. Тип вещества и его структура являются главными признаками основных таксономических единиц в предложенной классификации микрокомпонентов углей и уточнения их номенклатуры (13, 22), в построении которой обобщены п результаты предыдущих исследователей по этому вопросу (Ю.АдЯеичуаповов, 1949; И.Э.Вальц, 1556; А.И.Гинзбург, 1958). В классификации класс п подкласс шкрокошонентов выделены по типу вещества, тип н вид - по степени сохранности клеточного строения и измельчения тканей, разновидность - по исходному расти те лыюцу материалу. При изучении ОВ углей принято выделять углеобразугадне, второстепенные и акцессорные шкрокомпоненты (Н.и.Крылова, И,Э.Вальц и др.; 1956), в том числе и среди лейлтинитовых (липоидных), диагностика и происхождение которых не вызывают затруднения.

¡^явленная генетическая значимость признака структуры углеобра-зувдего ОВ гумусовых углей раскрыла путь построения первой генетической классификация углей, предложенной автором совместно с П.П. Тимофеевым ц В.С.Яблоковнм (14, 15, 22).

Анализ результатов исследований автора по большинству уголышх бассейнов различного возраста и обобщение литературного материала приводит к выводу о том, что многообразие петрографического состава ОВ генетичесних типов гумусовых углей определяется степень» биохимического разложения и характером первичного превращения исходного растительного материала.

Шявленные закономерности в распространении генетических типов гумусовых углей различных палеогеографических и папеотентонических оботановок осадко- и торфонакопленая на площади и в разрезе угленосных отлояений позволили установить их парагенезы, взаимоотношения друг с другом и предложить генетическую классификации гумусовых углей, отличающуюся от вещественно-петрограрических, построенных на признаяах, выведенных при изучении только ОВ самих углей. Основной классификационной единицей генетической классификации являются генетические группы углей, выделенные по признаку отруктуры углеобразующего вещества независимо от его тина 114, 15, Ш, 22, ¿3). Тип углеобраиуицего вещество независимо от его отруктуры опре-

деляет таксономию пяти классов углей от гелифюзинитоподобных до гели нитовых и фюзинитошх, которые в классификации .образуют горизонтальные ряди, характеризующие степень обводненности и проточности торфяного болота. Установлено пять групп углей - телинитовая, посттелини-товал, преколлпнитовая, коллшштовая и лейптинитовая, которые в классификации представлены вертикальными рядами. Каждая генетическая группа углей соответствует определенной макрофшии торфонакоп-ления, характеризующей конкретную палеогеографическую и палеотекто-иичоскую обстановку области торфонакопления в смысле степени её подвижности или устойчивости. Органическое вещество углей каждой последующей теистической группы по сравнению с предыдущей характеризуется все более сильным биохимическим разложением и измельчением лигнято-неллюлозных тканей в процессе гелефиквппи, слабой и сильной гелефозенизшии до почти пол/юго их исчезновения и накопления стойких форменных элементов в лейптинитовых углях. Генетические группы гумусовых углей по типу вещества углеобразугацих микрокомпонентов подразделяются на генетические подгруппы, каздой из которых соответствует конкретная фация торфонакопления с характерной для нее той или иной степенью обводненности и • застойности торфяного болота на фоне подвижности и устойчивости геотектонического режима области торфонакопления. Генетические подгруппы углей по соотноешению угле-образуших и второстепенных мвкрокомпонентов с учетом исходного материала (в случае возможного его определения) подразделяются на генетические типы. Таким образом, в каждом генетическом типе угля (фокусируется комплекс признаков: структура углеобразукцего вещества его тип, соотношение углеобразуицих и второстепенных микрокомпонентов, исходный растительный материал, определенные сочетания которых обусловливают химические, технологические и другие свойства угля. Все многообразие генетических типов углей в природе, которое ранее вкладывалось в ратаи вещественно-петрографических классификаций, теряя при этом специфику своего состава, свойств п выражение, получило право на существование. Предложенная генетическая классифика-ция^углей обсуждалаоь на заседании Международной комиссии по угле-опурографической номенклатуре, после чего была принята как "Система Геологического института ЛН СССР, Москва (сокращенно ПИ) наряду с существовавшими до того времени системою "Стопс-Геерлен" - За-пплио-Европейской и "Тиссена Горного Бюро" - Американской. Она опуб лпковвна в жураиле "Brormntoff-Cheiaie"t в IcJ62r., а также вошли Т'О второе издание и почти полностью опубликовала в T97I г. в третьем издания Мехлунлродного справочника но петрологии углей.

Из анализа генетпчеокой классификации гумусовых углей большинства бассейнов формулируются основные факторы их образования, к числу которых относятся: геотектонический реким области торфонакоплення, зпфянснровашшй в конкретной палеогеографической обстановке осадно--п торфонакопления, регулирующий скорость захоронения тор|югенного слоя п структуру ОВ угля, степень обводненности п проточности торфяного болота, обеспечивающие образование типов ОВ, химизм его среды в стлюло восстановлёшюсти и других параметров, исходные болотные тонатоценозн я их тишш - источники угольного вещества в случаях еоз!.ю.июго их определения.

Однско, в овязп с неполной ясностью ролп исходного материала в форгпровпнля структуры ОВ угля, вследствие трудностей определения ботснпческого состава торфосбразователей в преобразованном и гомо-гзшгаировошюм ОВ угля в процессе его литогенеза, исследование птоП прсблзг.и било продолжено на примере приморских областей торфо-недоошшл, лвллешхся современными аналогами уголышх бассейнов п г.зотороэдеш!й.

Полоззнпе 2. Для совреглнного торфонакопления типично разнообразие ялзиошшх фору тор1;ообразователей в отличие от древнего о грзугц'г.зстЕенно десниц характером флор. Процесс разлоне-1!ЛЛ л!!гппно-цоллалоз1шх тканей и формирование структуры торфа июгофетторниЗ. При разнообразии кизнешшх форм торЪообразо-ватзлзЗ опрэдоллюцнц фактором в атом процессе является их ботеиичоскпЛ состав, но в условиях одноимешюй ландшаЬтно-ппдоогаогрсфзчосдоЛ сбстсновки осадпо- и торфонакоплення. В прэдолах гшзнешшх форм варзоцпи в степени разложения тканей и.-отруптури ОВ торйа завясл? от ландшафтно-палеогеографичео-аоЗ оботсиовяа и контролируются климатом.

Разработала гена тачэ спая классификация тор|юв, в основу потороП пологзн ботанячзслпй состав торфообразователей. Показала определккдат роль плсоосфиншпонных параметров в формирования хпмзко-бзтущнологачзскпх свойств генетических тшшв торгов.

00л по та сопреданного приморского торфонакоплення Колки ¡ш, К'здюй Прпбалтаяа, Западной Кубы п Флориды (Эверглейл.са) различаются струн тур'ш-тактоннчесшш положением, климатом и в деталях ландшефтно-па-лэо1-еогрп{:ичзсии;.а обатановка'ил (таблица ¿), которые в крупном плача прэдстанлявт собий в целом приморские йчлювпапыю-дильтовые равнины (ЗУ, 5Ь, 56).

. Метод детальною литолого-фшшольного анализа, ышрьые использовании;! автором для изучения отлолений приморских областей сокремен-

лого торфонакопления, дополнен критериями такими как: ботанпчеоки состав, степень разложения, размер и количество растительных ооте сохранность клеточных структур в них, морфология частиц распада т, не!!, наличие остатков водных растений, гиф грибов п склеропий (55)

В отложениях областей торфонакопления подробно охарактеризован генетические группы, типы и фшпи осадков и торфов, иллюстрирован атласом микроструктур, типы их парагенезов, построены многочислен простили с учетом строения н вещественного состава торфяных пласто составлены детальные палеогеографические карты для торфоносных го новых отложений Колхиды п Западной Кубы (25, 35, 36, 55, 56, 57).

Принципиальное отличие древних областей осадко- п торфопакошш от современных превде всего заключается в том, что в составе их с кений парагенезы генетических типов и фшпй, включвэщлх торфянике как правило, образуют занончещшй цол1шй цикл с траисгрзссивпой г грассивной фазами его развития (П.П.Тимофеев, 1952, 1960). Отлонг современных областей осодко- о торфонакопления, торфяники которш прошлп стадию погребения, представляются не законченным (не полнх циклом (55) с нарагенезом генетических типов п фаппц только его г грессивной части, в то время как регрессивная часть практически ( сутствует полностью или только зародаазтея. Поэтов на ир;п.;оро о« ластей древнего торфонавоилеипя более достоверно ршсптся ыроблш общегсологичесной значимости, связанные с ссздко- а торфонскоплеи в то время как совремешше области торфонаг.опдзпгя, являясь кон < природными лабораториями, более достушш п благоприятны душ рас-ппфровкв и наблюдения непосредственных процессов седуплзптйнопно порядка, когда ещо первич!ше признаки осадочного взцзства, в топ числе п торфа, не затушевана вторичные прзобразованитя, а уело фшлпольной среды находятся в первозданном состоянии. Другое основное отличие древних облаете}! торфэнакопления от соЕрег.:зшшх состоит в'жизненных формах торфообразователеВ, .которые по деннпг,' многих исследователей (И.Д.Богдановенол-Гнснеф, 1946; К'.Л.2ещуг; ков, 1958; С.В.Мейен, 1971 и др.), в то;; числе в автора (2, 21, 26) носили лесной хорютер и только в ксГшозоз п особенно начииг с ентроиогона, включая соврокзнлую опоху (голоцен), флора торфя болот, в связи с общей эволюцией растительного шра, сильно дг,^ пировал есь благодаря расцвету среди нее травяных и г.оховше раст! (шх ассоциаций наряду с сохраненном лесных сообщзотц, но других по ботаническому составу (Л.Н.Криштофовпч, 1957; 53). Несмотря ! больше число работ по проблеме влияния согодшх фптоцекозов на патрогрефпческиП состав п свойства ОВ углей, однако ещо нет тве(

мнения о влиянии ботанического фактора торфообразователей на харая-тер превращения и степень разложения лигнино-целлюлозных тканей и структуру 0В углей - важнейших показателей классификационного значения. Информация о ботаническом составе исходных торфообразователей в изученных областях торфонакопления получена с помощью мето-

т*

дов: макроскопического и макроскопического изучения растелышх остатков в торфе, морфолого-анатомического и спорово-пыльцевого анализов, каждый из которых, как выяснилось, имеет свои преимущества и недостатки, а в комплексе дополняют друг друга.

Основные растения-торфообразователи областей современного приморского торфонакопления и факторы их определяющие Сопоставление в целом основного состава растений- торфообразователей всех четырех изученных областей современного (голоценово-го) торфонакопления с учетом их типов, групп и видов позволило найтп черты сходства а различия (тайл.2). Сходство заключается в развитии во всех областях торфонакопления низинного типа растений-торфообразователей, представленных травяными и древесными грушами тонатоценозов (53), но имеются и различия по этим признакам. В Клной Прибалтике широко представлены верховой и переходный типы растений-торфообразователей, а в связи с этим и моховые нх группы; в Колхиде то а другое носат реликтовый характер. Во Флориде и Запойной Кубе эти таксоны отсутствуют полностью, но выявлен более разнообразный состав основных видов травяных тор!юобразователей. Сходные по составу древесные тонатоценозы в районах Клшой Прибалтики и Колхиды, представлешше ольхой, резко отличаются от более разнообразных и специфических тонатоценозов Западной Кубы и Флориды, в которых преимущество сохраняется за манграчц, а во Флориде кроме того за кипарисами. Только в Каной Прибалтике встречены в качестве существенных торфообразователей нпзншше гипновне мхи. Там же отмечается и более разнообразный набор верховых и переходных видов торфообразователей, представленный преобладавшим сфагнум фускум, шейхцерией, пушицей и сосной, которые полностью отсутствуют во Флориде и Западной Кубе, а в Колхиде обнаружен в основном переходный мох, сфагнум имбракатум. Таким образом, для каждой области торфонакопления характер™ свои комплексы растений-торфообра-зователей, различия в составе которых обусловлены взаимодействием трех основных факторов (53): климата .палеогеографической обстановки о её гидрохимическими особенностями и общего геотектонического ре-

киыа области торфонакопления; конкретное действие последнего из них однако нелегко определить. Анализ данных сравнительных сопоставлений (табл. 2) с достаточной долей вероятности убеждает нас в том, что масштабы различий в составе торфообразователей определяются прежде всего контрастностью климатических обстановок областей торфонакопления, влияние которых корректируется ландшафтнс палеогеографическими и структурш-тектоническиии факторами.

Факторы, регулирующие направленность процесса разложения

тканей растений-торфообразователей

Исследования показали, что микрокомпоненты ОВ торфов совремв! ных областей торфонакопления аналогичны встречающимся в углях (25, 54; И.Э.Вальц, 1968; .ЬКосЬ, 1969), а поэтому для их обозначения и идентификации использована номенклатура и классификация, разработанная ранее автором (22). В ходе исследования выяснилось, что в областях современного приморского торфонакопления основным процессом превращения лигшшо-целлюлозных тканей, охарактеризовш ных вше торфообразователей, является гелефикация с образованием ыикрокоипонентов торфа класса гелинитн. Процессы гелефюзениэа-цни и фюзенизации занимают резко подчиненное положение при оторф< нении исходных тканей.

В связи с этим только микрокомпоненты класса гелиниты оказываются торфо- и пластообразупдиыи, в то время как микрокомпонент! в разной степени гелефвзенизированные в исключительных случаях слагают слои торфа, а в целом, как правило, отсутствуют вовсе ил: выполняют роль акцессорных. В этом заключается характерная особенность вещественного состава торфов современной эпохи не тольк в приморских, но и известных внутриконтиненталышх областях то накопления всего земного пара. Аналогами являются все древние то фшшки третичного периода (Вшо-Уральский, Днепровский бассейны) и др.), а также локальные древние области торфонакопления нижней и средней юры (Иркутский, Вилюйский, Южно-Якутский бассейны, мес тороадения Забайкалья, Закавказья, Южного Дагестана), в которых развиты исключительно гелинитовые пластообразупдио угли с ОВ пра тически стерильным в смысле содержания гелифюэинита.

Но в истории торфонакопления известны области, в ОВ угольных пластов которых основу составляют гелифюзинитовые микрокомпонеш преимущественно с телинитовой структурой, как например в ннжной юре Средней Азии (Ангрен, Сулюкта, Кок-Янгак, Кызыл-Кия, Щураб), наряду с имеющимися здесь областями, в которых развиты пласты и ОВ гелииитового типа (Сукайты, Фан-Ягноб, Оби-Равноу), хотя п пс

чиненном количеств (21, 22). Имеются н другие примеры этапу по средней юре Северного и Центрального Казахстана, перин Сибири (Ни нусинсиий, Тунгусский, Таймырский бассейны).

Данные сравнительных сопоставлений, полученные автором, раскрыли факт отсутствия непосредственной зависимости направленности процесса превращения лигннно-целлюлозных тканей в период торфообразованнн от региональной тектонической структуры области торфонакоплення, палеогеографической обстановки, ее геотектонического рехиыа, а также ботанического состава торфообразунцих растительных ассоциаций и зональности климана, однако в случаях главным образои процесса гелефи-кации. Засушливость умеренного климата перш Сибири (С.В.Иейен, 1975) ц относительно жаркого засушливого в юре Средней Азии (Ю.А.Немчунни-ков, 1955), очевидно, предопределили столь широкое развитие пластов с гелифмзинитовьш ОВ в областях торфонакоплення этих регионов по сравнению с наблюдениями по другим эпохам, но с тропический или уие-рэиныи влагшиы климатом (си. вше).

Анализ собственных материалов по угленосным отлокениям различных районов СССР и некоторых зарубежных литературных источников, а та!с:с изучение процессов в современных областях торфонакоплення как приморских, так и шгутрнконтинентальных на фоне общегеологической истории нх развития подтверждают прздстаплення С.Н.Наумовой (1940), О.А.Пемчузннкова (1941) и А.И.Гинзбург (1975) об образовании гели-нитового и гелифюзинитового ОВ углей б условиях фаций соответственно обводненных, застойных торфяных болот и относительно "сухих" лесных торфяных болот, а гелифюзннитоподобного (гоиофюзшшты-микриннто-поз ОВ) .з условиях обводненных проточных торфяных болот, степень обводненности и аэрации, а такзе хиииэы среды в каждом из которых связаны с уровнем стояния грунтовых вод в нх пределах.

Данные углепетрографических исследований показывают, что весь облик сохранившихся растительных остатков в гелифгзинитовои ОВ углей указывает на происхоаденне их из торфообразователей лесного типа независимо от ботанического состава ого тонатоценоза. Ткани лесных растений (древесина, перидерма, склеренхима) обладают достаточной стойкостыэ противостоять "иесткоцу" процессу фюзеннэации (окислению) и но распадаются полностью. Поэтоьу нежная гелифюзннитовая паренхима листьев встречается очень редко. Не обнаружено ОВ углой, состоящее из гелефюзенизированных тканей мелких кустарниковых и травянисты ассоциаций. Известно, что в условиях аэробного разложения уже через три месяца остается всего .лишь 1/3, а через четыре месяца - лишь зеленой массы от исходного травянистого материала. Как исключение

в разрезе современного торфяника на месторождении "Козье" (район дельты р.Неман) встречен выдержанный слой осоково-тростшшового гелифюзинитового торфа мощностью от 0,15 до 0,5 и, но с коллинито-вой структурой, который на площади переходит в гелинитовый с той яе структурой и того исходного материала (25, 57), т.е. еще не под верппийся окислению в условиях наступающего осушения торфяного болота. Не встречены гелефюзенизнровшшые автохтонные остатки ткало!; икс в, очевидно вследствие тс сильной гигроскопичности. Следователь но, для накопления гелифюзинитового типа 0В углей и торфов оказнвс ется не безразличным состав исходного растительного материала в смысле его устойчивости к процессу окисления. Только при соответс5 вупдих фациальных условиях указанных вьше лесной тш растительное! предопределяет сохранность и скопление гелифюзинитового 0В в углга и угольных пластах. При образовании гелинитового типа 0В не происходит избирательного накопления исходного растительного материала (22, И.Э.Вальц, 1968). Как концентрированное, так и рассеянное 0В различных эпох углеобразования, в тон числе и соврспснной, мопет состоять из подвергшихся гелефшеацш; тканей любой морфологической н анатомической принадлежности всех таксонокпчесюж подразделений растений и их жизненных фор.!. Однако форма цепочная, гранулирован-нап, перистая, комковатая, точечная продуктов микробиального расп! да в процессе гелефикации различных анатомических тканой в одном растении (паренхима листа, ствола, корня, стебля, древесина, пери дер.?а и т.д.) и различных их видах (ольха, кипарис, шшгр, осока, тростник), а такяо морфологическое выражение структуры в целой об разевавшегося при этом гелшштового 0В имеют свою характерную спе цифику И свой нсповторишп КОЛОрИТ. Это выявилось автором при мор фолого-анатомическом анализе 0В торфов на примерз приморских облв тей голоценового торфонакоплепня с широким набором таксонов, как это было показано выае и подробно освецено в публикациях автора (25, 54, 57). Этот факт, крог.о научного познания «ути процесса ир ращения исходных тканей при гелефикации, раскрывает и практически путь к методике достоверного определенип и установления болотных тонатоценозов в сильно разлоденнои 0В торфа, что оставалось до тс времени не решенной проблемой торфоведов.

Спкторы, регулирующие степень разложения тканей растений

торфообразователей

Бели направленность процессов превращения липшно-целлюлоэню тквгюй торфообразователей связана непосредственно с фациями торф)

них болот, как показано визе, то степень их шшробцадьного разложения, обусловливающая тш-структуру ОВ (телшштовая - иоллшшто-пая) регулируется более общими геологическими факторами. Как следует нз ранее нздомпшого, ответствешшм факторои за степень разложения н возникновения той или иной структур! углеоо'разущего ОВ в древних областях торфонакопления доказана продолжительность биохимического разложения тканей растений и скорость захоронения торфогенного слоя, обусловленная геотектонический регшыои палеогеографической обстановки осадка- и торфонакопления, но при лесной характере бодотних флор, присущих дрэвшш торфообразователь-шлл эпохам. Однако, в связи с дифференциацией растительного мира и кайнозое и расцветом травянистых н моховых фнтоценозов, особенно в голоцена, это сформулированное прэдставлен!!8 потребовало яор-рзктировки применительно к областям торфонакопления с новыми флорами современной эпохи.

Торфоведи (С.И.Тюрецнов, 19*29, 1976; Ц.И.НеПптадт, 1948; А.В. П::чуиш, 1948; Е.И.Скобоова, 1967 ц др.) настаивают на неуклонной закономерной зависимости степени разлоаення ОВ торфа от ботанической природы его торфообразователей. Эту законоыерюсть углехишшн (В-Е.Раковсгшй и др., 1957, 1978) объяснили неодинаковым биохимическим составоц тканей из различных видов торфообразователей, которой вирозазтся в соотношении лабильных (целлюлозы) н устойчивых (лигнина) ко!лонентов, наличием пли отсутствием стицулятороп роста микроорганизмов (геясозаиа, ауиспив и др.), зедиишх веществ -снтнсептнков (фенолов, 'пеносильиша, тшшна и др.).

Поток новых ыатзриалов, обусловленный изучением торфяного пласта как геологического тела на фоне палеогеографической обст/шошш осадко- ц торфонакопления, их геотектонического реюша и климата позволили уточнить и обновить установившуюся концепцию торфоводов о соотношении степени разложения ОВ торфа и ботанического состава его торфообразователей. Из сравнительного, рассмотрения графиков (фиг. 1-4) и результирующей таблицы 3 видно, что во всех областях торфонакоплешт (Колхида, Шная Прибалтика, Западная 1(уба, Флорида) рельефно выступает принципиальная зависимость в крупном плена степени микробиального разложения растительных тканей и структуры ОВ торфа от ботанической природ! торфообразователей, что подтворз-дает представления торфоведоп по этоцу вопросу. Наибольшие различия в степени разложения ткпнеП и структуре ОВ тор|>а прослеживаются как правило между лесными и мохоякми яизнсншл«! формпми торфо-образонптелой, п трппямыв зонимиют среднее полояпние, тяготея ТО

Стшп ГШЛШЯ (СТШШД)ЕЩ1С1ЕЛ ЮГ1?/» ГШ1ШЫХ ШШ'ИСШ вядзз

Колхида

Е

Я 55 П Ю

Степень РАЗЛОЖЕНИЯ 8СЦЕСТ8А ТОРФА (Й^)

т 83 90 и

ТслииитовА* Постгслипитомя Прекоааяяитовая к о ал и и и г о в а я

с1 р тп гр а i с с| i с т м торфа

■ веоктеы* — <— тростсиговыч»

Тиг. 1

е|нш гмшшш (стршугл) ВЕЦШВЛ тсг'гд раотмых шмшиш бкдпв йяпля пгибллтикл

я

» я = «

< «

« 73

.-•"Л

Я 75 $0 » <0 «5 50 55 60 « 70 ?5 80 65 с»епень разложсния модест*а торфа

телкинтсвая i лосттслянитовм прсколаииитомя i мллнииювл*

СТРУКТУРА

с щ I с т е а торфа

_ _тростчммьш •

пи

Степень разлошня (струхтура) еещесгва торфа гшгеих шамсш вди Западная Куба

< и

» м

m »

< а

•- 70

и

<

15

CTtntHb РА1АОК1ИИ» I t 1Ц Í С 1 I A la Г» A IR*¿1

Комоыьрнусэя»* Itu лмкмвы») кш|м| <— —

Фиг.З

5ТЕШ:Ь РАЗ.'.ОШЯЗ (СТРУКТУРА) СЕГДША TCFÍA fASASU'.'U ÍBULilECMl E-V^ 3АПР8ЕДИНК 38ЕРГАЕМДС, IflSIIAS ФЛОРИДА (США)

« п л я и « <1 И»' ниц»»»*

С 1 I П t M h Р«>ЛВ»1ИЯ1 11*1111» IIP«« (Rï)

I j^fl I С Г Т(ЛМЯ110|АЯ jTpt К I А АЯ НИ 1 ПАЯ ^ ftlAANMMt I | Д |

tPtCiHaiDlbJM

Фиг 4 i

в одну, то в другую сторону, как это следует из анализа графиков.

В пределах жизненных форм каждый вид торфообразователя в ботаническом смысле индивидуализируется ограниченным преобладающим диапазоном изменения степени разложения его тканей, характеризующих структуру ОВ тор^а и ее морфологическое выражение. Подробные сведения об этом имеются в статье автора (54). Однако, сравнительные данные показывают, что вариации в степени разложения тканей одного и того же вида торфообразователя и структуры ОВ торфа закономерно обусловлены главным образом палеогеографическими обста-новками осадко- и торфонакопления, с которыми связан формирующийся торфяной пласт. Так, в условиях аллввиалыю-прибрелзю-ыорской поло огеографической обстановки Рионского ыежгорного прогиба (55, 56), с относительно подвижным геотектоническим режимом и субтропически;,: климатом, диапазон изменения степени разложения одноименных видов торфообразователей, а вместе с тем и изменения типа структуры ОВ тор£а, сформированного из них, смещается в стороцу меньшей степени разложения на графике (фиг. I), в то время кок в области торфонакопления Южной Прибалтики (фиг. 2) в условиях прпбрежно-мэрскоП обстановки платформы со стабильным геотектоническим рсзиком и унз-ронным климатом диапазон изменения степени разложения и структура ОВ торфа смещается на графике в сторону большей степени'разложенш В результате структура ОВ, например, ольхового тор$а в Каю 11 Прибалтике относится к преколлшштовой, тяготеющей к коллшштовоП, а в Колхиде к преколлинитовоП, тяготеющей к носттслшштовой, нземэг-ря на более теплый субтропический климат.

Аналогичные результаты выявляется, как видно, и в отношении 01 осоковых и сфагновых торгов в отих рзгпоиах, но на более низких уровнях степени юнеробиального разложения их ткано!!, а также толп пятовой и поеттелинитовой структур образовавшегося типа'ОВ г соог ветствии с их жизненными формами. Следовательно, более подвижный геотектонический режим палеогеографической обстановки области тор фоиакопления Колхиды (большая скорость накопления осадков) обеспе чил более быстрое захоронение торфогеннйго слоя и меньшую продолжительность микробиального разложения тканей отих растений по сра нению с наблюдаемыми в Шной Прибалтике, нивелируя при отоы влияние фактора субтропического климата на степень разложения п струи туру ОВ торфа, однако сохранял разливия этих параметров в соотвот ствии с ботаническим составом исходных тонатоценозов в пределах жизненных форм при прочих равных условиях. Однако, не исключено с клонение от характерного диапазона степеней разложения тканой дш ного торфообразователя и структуры ОВ торфа, а также и установло1

ной закономерности. Это объясняется причинами частного порядка, как: более быстрым опусканием (структурный блок оз.Палиастоыи, 56) или относительным поднятием локального участка области тор{лна-копления (Западно-Эстонский архипелаг, Пондивврская возвышенность, К.А.Оргла, 1966) на фоне общего ее геотектонического режима, связанного с палеогеографической обстановкой или приуроченности участка области торфонакопления к бортовым частям русел или суходолам, где быстрота захоронения торфогенного слоя обусловлена его кальыатацией (55) в связи с разливами рек и плоскостным пролювиаль-ным стоком.

Анализ графиков и таблицы показывает влияние климата на степень разложения и струк1уру ОВ торфа. В условиях тропического шш-аата КЬшой Флорида ткани близких растений-торфообразователей как срэдм лесных (кипарис, сосна), так и травяных (осока, кортадера)

эют большую степень разложения по сравнению с наблюдаеыой в области торфонакопления ЕЬсной Прибалтики, где климат умеренный, а дт.угнз геологические факторы подобны. То же относится и к тростнику, однако его ткани в пределах преколлинитовой структуры СВ торфа сильнее оказываются разложены во Флориде, чем Западной 1(убе из-за некоторого различия в геотектоническом режиме областей торфонакопления в этих рэгнонах. Пониженная степень разложения тканей тростника, реализованная в тяготении к посттелинитовой структуре ОВ торфа Колхиды сравнительно с регионами, упомянутыми вше, явилась результатом нивелирования ее субтропического климата, фактором более быстрого опускания области торфонакопления и следовательно больсей скорости накопления перекрыващих торфяник осадкоа з условиях аллювиально-прибрежно-ыорской обстановки Рионског~ мех-горного прогиба. Аналогичная зависимость раскрывается и по степени разложения тканей древесины ольхи, а также структуре СВ ольхового торфа в области торфонакопления Колхиды и Южной Прибалтики в связи с различиями климатов и геотектонического режима палеогеографических обстановок, о чей упоминалось выше. Рассмотрение в сравнительной аспекте других примеров в этом плане подтверждает сказанное. Следовательно, более теплый климат усиливает прэцессы разложения тканей отмерших болотных фитоценоэов и является ответствен-'ным за формирование типа структуры ОВ торфа, но при прочих равных условиях.

Раскрытая углехнииками (В.Е.Раковеким и др., 19'^)) упомянутая выше зависимость степени разложения тканей торфообразователей от их биохимического состава в принципе подтверждается данными анализа графиков и таблицы, однако она, как правило, кирректиру-

ется климатом области торфонакопления и геотектоническим режимом ее палеогеографической обстановки. Так ткани древесины хвойных торфообраэователей в отличие от лиственных в Южной Прибалтике (сосна) и Флориде (кипарис) имеют меньшую степень разложения е границах поеттелинитовой структуры 03 тор£а, из-за присутствия в их биохимическом составе смол и пеноснлвина в качестве защитных компонентов, но больиая степень разложения древесины кипариса по сравнении с наблюдаемой у древесины сосны в указанных пределах определяется различиями в климате. Сильное разложение тканей вегетативных органов тростника во всех изученных областях торфонакопления при сохранении различий, зависящих от климата и геотектонического режима палеогеографической обстановки, обусловлено обогвщенностью их лабильной целлюлозой (до ЗТй) и кроме того ст1 иуллторами роста и размножения микроорганизмов. Интенсивный, в рамках преколлинитовой структуры, распад древесины лиственных тс фообразователей обусловлен большим содержанием незащищенной целлюлозы в ней (45-55%), которая пр! микробиальном разложении роз рушается одна из первых и обычно полностью (В.Е.Раковский и др. 197В). Ткани различной анатомической и морфологической прннадле: ности в одном и том же торфообразователе из-за неодинакового би химического их состава имеют различную степень разложения (Ю.А. чужников, 1956; И.Э.Вальц, 1968; В.Е.Раковский, 1978; Л.Я.Кизил штейн, 19Ы) и различный тип структуры образовавшегося оргшшче го вещества (54).

Для пробковых тканей, инкрустированных суберином, в отличие от древесинных, характерна более слабая степень разложения в П] делах телинитовой или поеттелинитовой структуры б соответствии климатом и геотектоническим режимом области торфонакопления. Тс же относится и к склеренхимным тканям, клетки которых упакован! биохимически устойчивое вещество - лигнин. Ткани стеблей и лис1 сфагновых мхов в целом сохраняются в форм фрагментов с телшш вой структурой (Колхида) и тяготеющих к поеттелинитовой структ ре (Ьглая Прибалтика) благодаря консервирующему действию фенол имеющихся в их биохимическом составе. Хорошая сохранность и сл бая степень разложения коревой системы травянистых и древесин торфообразовптелей связана с их разложением после отмирания, в условиях дефицита кислорода, в которых процессы микробиальногс разложения сильно заторможены. Так как в исходном материале тс фов семейства осоковых основу составляют ткани корней, то стрз тура их 0В относится к телинитовой в областях быстрого захоро!

торфогенного слоя (Колхида, фиг. 1—1, табл. 3) или тяготещей к посттелинитовой (Шиая Прибалтика), где медленному захоронение торфогенного слоя способствовал устойчивый геотектонический решш области торфонакопления, который во взаимодействии с тропический климатом (Южная Флорида) обеспечивает посттелинитовую структуру ОБ кортадерового торфа. Полагают, что на степень разложения тканей торфообразователей влияет гидрохимия среды, которая определяется прекде всего солевым составом вод, питающих торфяник, и ¡ца-лочно-кислотныи потенциалом (pli) (В.Е.Раковский, Л.В.Пигулевская, 1978; Л.Я.Кизильштейн, 1981).

Однако, материалы собственных исследований не показывают однозначной корреляционной связи мезду характером минерализации вод, питающих торфяные болота, а также рН его среда со степенью разложения тканей и структурой ОВ торфа той или иной ботанической характеристики. Но это не значит, что зависимость мезду теми и другими отсутствует, напротив подчеркивается ее сложность, сущность которой, а также причины и следствия в процессе их взаимодействия нэ всегда возможно полностью раскрыть. Так напомним, что солевой состав вод регулирует прежде всего ботанический состав торфообра-сугэдх ассоциаций, а с ними непосредственно связана степень разложения и структура ОВ торфа, обусловленная биохимическими особенностями их тканей, как-было показано выше. Также рН среды торфяного болота регулирует микробиологическую активность, а следовательно и степень разложения исходных тканей. В то же время сам оказывается зависимым как от того, так и от другого, кроме того еще и от солевого состава вод, питающих торфяное болото, в частности содэрзсниз кальция в нам {Н.Н.Никонов, 1957).

Оказывает влияние на степень разложения и гидродинамика водной среды торфяного болота, регулирующая окислительно- восс^ановн-тзлышй потенциал. Примером могут служить характерные для ншшв-знзойского ландшафта проточные торфяные болота (Ю.А.Яеичужников, 1955; Ыосбасс, Донбасс, Кизеловский бассейн, Экибастуз), в которых избыточного содержания кислорода, несущегося проточной водой было необходимо и достаточно для обеспечения двух процессов: усиленного ыикробиального разложения тканей лилидофитов до коллини-товой структура и образования путем окисления (фюзенизации) гели-, фззиннтоподобного вещества, обогащенного споринитом и минеральным материалом. Другой пример - третичные "светло-коричневые" мягкие бурыэ угли Стного Урала, Днепробассп, Веланчинского бассейна (Казахстан, Л.П.Раанникова, 1956), коллинитовое вещестно которых, обогащенное стойкими элементами и минеральной примесью, обязано

попиленной аэрации водной срсды обводненного проточного торгянз-го болота (19).

Изложенные факты убеждают в том, что процесс мпкробиолышго разложения тканей исходных болотных тонатоценозов н его скороси ответственные за тип структуры ОВ торфа, зависят от многих факте ров: ботанического, палеогеографического, климатического, гидрохимического, гидродинамического, физико-химического и очевидно еще каких-либо других, каждый из которых во взаимодействии успл: вает или ослабляет роль другого или имеет нивелирующее значение. Однако, при разнообразии аизненних фор,! современных торфообраэо-вателей, ботанический состав их является первостепенные в ото;; процессе при прочих равных условиях, но в пределах я.чзиеншл: Ф03 определяющим фактором в степени разложения их тканей является ш леогеографическая обстановка и ео геотектонический рояиш.

Генетическая классификация торфов приморских областей

современного торфоиакопления

В связи с охарактеризованными особенно стяги! торфообразовато; ного процесса современной эпохи, отличающих со от дрзшшх, вшш лась необходимость разработки для торфов отдельной от угольно!'! < мостоятельной генетической классификации на базе приморских обл! тей торфонакопления, являющихся аналогами угленосных форлаций (I Не останавливаясь на анализе существуютII классификации торгов Главторфофонда (1951) я Московского торфяного института (С.Н.Ти-ремнов, 1949, 1976), построенных по ботшшческозлу принципу, а т; ке классификации торфов различных стран мира, что исчорпивопдз сделано авторами книги "Торфяные ресурсы мира" (153В), откачу л; что все они нуадсятся в корректировке, т.п. основмзсятся на раз' личных параметрах, зависящих от цолей изучения торфа л его прак ческого использования в данной стране. Выявившаяся неполноценно ботанической классификации торфов в СССР, а тик,-о классификаций в других странах, обусловлена рассмотрением торфяного пласта то, ко как биологического тела.

Представление о торфяном пласте как о геологическом теле н связи с этим комплексный подход к изучению его вещества позеолн обосновать необходимость введения недоучтенных параметров при п строении новой генетической классификации торфов и выявить гоол гические факторы их определяющие. Об этом подробно изложено и публикациях автора (25, 55, 56, 57). Предложенная генетическая классификация торфов основывается на четырох параметрах: I. бот

нической принадлежности торфообразователей с учетом индикаторных характеристик морфологии распада их тканей (54); 2. степени минробиаль ного разложения и измельчения тканей торфообразователей, определявшей структуру ОВ торфа; 3. соотношении типов ОВ торфа, обусловленное направленностью процесса превращения тканей торфообразователей; 4. соотношении органического и минерального материала (зольности торфа), характеризующего степень застойности и проточности торфяных болот. В этой классификации (37; табл. 1.2) в соответствии с ботанической классификацией торфов в СССР (С.Н.Тюреинов, 1949, 1976) и классификациями других стран (Торфяные ресурсы мира, 1988) сохранено разделение их на типы: низинный, переходный и верховой по принципу характера водно-минерального питания (богатое, обедненное, бедное). Эти ¡гидразделення и относящиеся к ним соподчиненные таксономические единицы в классификации показаны вертикальными рядами. Далее каждый из т;щоэ торгов подразделяется на группы по жизненным формам торфообра-ооваталей (древесная, травяная и т.д.), которые связаны с лесными, травяными и т.д. группами болот. По типу торфообразупцего ОВ группы торфов в основном представлены классами гелинитовых торфов, что является, как было показано выше, особенностью современного торфона-коплення. Класс гелифюзинитовых торфов представлен единичными торфа-уи. Классы торфов по эдификаторам торфообраэуодих сообществ подраз-дзляются на виды, которые не соответствуят видам торфов ботанической классификации торфовэдов, т.к. в их понимание, по данным автора, входит и тип ОВ (мангровый гелинитозый вид торфа, тростниковый гели-фзэннитовый вид торфа).

Горизонтальными ряда1.'!! представлены генетические группы торфов, выделенные по степени микробиалъмого разложения и измельчения тканей в них, реализованных в структуре СВ торфа, регулируемой скоростью захоронения торфогепного слоя. В свете этого принципы классификации торфов, принятые комиссией-I Международного торфяного общества (Ш'О, 1973) 1976) заслуживают пристального внимания. Однако под степенью разложения ОВ торфа автор понимает, в отличие от понимания ее тор}юведами, не только общее соотношение между гукусои и сохранившимися тканями, но и степень остудневания образовавшихся компонентов, а также их размерность в пределах упомянутых частой. В тякон понимании различия в степени разложения ОВ торфов определяют характер различий в его структуре, именуемых те-лннитовал, поеттелиниторая, проколлинитовая и коллинитовая, отражающих послеловчтел! ные отпны рпяложения тканей торфообразователей при их отор|»?нении. Поэтому щкшпгне пртором количоствчнние оцен-

ки степени микробнального разложения и измельчения тканей (фиг. 1-4): слабое - 0-25$, относительно слабое - 25-50$ (605?), относительно сильное - 50-75% (80$) и сильное - 75-100?? (90$), соответствующие типам структур, перечисленных выше, качественно отличаются от оценок степени разложения 0В торфа торфоведаыи. В вещественном составе торфов каждой генетической группы наряду с органической присутствует и минеральная составляющая (зола), в основном терригенного и реже оутигенного происхождения, величина которой обусловливает необходимость выделения более или менее зольных среди указанных групп. Элементарной таксономической единицей гене тической классификации торфов является генетический тип торфа, местоположение в системе и характеристика которого в конечном нто ге определяются сочетанием параметров, принятых для таксономических единиц вертикальных и горизонтальных рядов.

Каждому или нескольким сопряженным между собой генетическим типам соответствует фация торфонакопления. Комплексы парагенетн-чески связанных фаций единством режима водно-минерального питания приурочиваются к трюм типам болот: эвтрофно>.у, мезотрофноцу и оли готрофному, каждый из которых подразделяется на группы торфяных болот по ботаническому составу растительных ассоциаций (лесная, лесотравяная, моховая и т.д.). Каждая группа торфяных болот или их сочетания характеризуются той или иной степенью обводненности, подвижностью или застойностью водной среды, а также определенными параметрами рН, окислительно-восстановительного потенциала и климатом. Торфяные болота, различающиеся по комплексу перечисленных параметров, занимают характерна ландшафтные седиментационные зоны в пределах области торфонакопления (55, 56, 57), Хотя разработанная генетическая классификация построена на фактическом матери але приморских областей торфонакопления, однако в ее рамки могут быть уложены все существующие современные торфы, в том числе и внутриконтинентальньос областей торфонакопления. Эта классификация представляет собой стройную систему, в которой все таксономические единицы взаимосвязаны и вновь установленная находит себе место в ее рамках. Классификация построена на принципе закономерных связей вещественного состава торфов с общими условиями палеогеографических обстановок осадко- и торфонакопления, их геотектониче кого режима и климата, а поэтому она является прочной научной основой решения теоретических проблем, связанных с торфом, и практи ческих задач на пути рационального его использования в народном хозяйстве. В связи с этой классификацией торфов, являющихся первы! этапом процесса углеобразования, разработанная ранее и упомянутая

вше генетическая классификация углей (14, 15) нуждается в уточнении в сиысле детализации и определении ботанического состава древних торфообразователей, хотя в настоящее время это представляет еще большие трудности. Однако, уникальные методические разработки Л.Я.Кизильштейна и А.Л.Шпитцглуза (1983) по определению исходного материала углей на уровне анатомическом раскрыли путь расшифровки ботанического состава древних торфообразователей, а следовательно и введения нового параметра в генетическую классификацию углей. Таким образом, предложенная генетическая классификация торфов является новым вкладом не только в торфяную, но и в угольную геологию в целом.

Химико-битуминологический состав ОВ генетических типов торфов и смежных осадков, параметры его определяющие

Для выполнения поставленной задачи был проведен широкий комплоте исследований, включающий технический, элементный, химический групповой и битуминологический анализы ОВ генетических типов торфов и осадков, содержащих ОВ, с определением состава и свойств хлореформенного битумоида, а также свойств гуииновых кислот и нерастворимого ОВ. Всего было проанализировано около 300 образцов, подобранных по около 100 разрезам торфяных пластов и смежных осадков. Такой комплексный подход к изучению систематизированного фактического материала обеспечил наиболее полную и всестороннюю информацию о химическом составе и свойствах ОВ генетических типов торфов для выяснения сущности процессов, протекающих в стадии тор-фогзнеза и диагенеза. Химии ОВ торфов и их торфообразователей посвящено много работ. Однако, наиболее полно эта проблема освещена з работе коллектива авторов под руководством В.Е.Раковского, ;:а уделено значительное внимание У.Н.Никонова, Е.И.Скобеевой, И.И. Лштэена, Н.Т.Короля, Н.Н.Бамбалова, К.К.Лебедева, автора (25, 35) и др.

Зависимость химических параметров ОВ генетических типов тор|хзв от ботанического состава торфообразователей

Доказано, что торфообразователи той или иной ботанической принадлежности имеют в достаточной мере различный химический состав, который наследуется ОВ соответствующего генетического типа тор[;а (В.Е.РаковскиП, Л.В.Пигулевская, 1978; Е.И.Скобеева, 1967, 1969). Наиболее яркие различия в показателях группового состава ОВ (содержании битумоидов, водорастворимых, легкогидрализуемых веществ, целлюлозы, лигнина, азотсодержащих компонентов, фенолов и других антисептиков), как свидетельствуют литературные данные, 0611357511-

ваются между древесными, травяными и моховыми жизненными формами растений, хотя межвидовые различия химических свойств внутри ботанических групп также существенны. Одновременно отмечаются ощутимые различия химических показателей различных органов и тканей одного и того же торфообразователя (В.Е.Раковский, Л.В.Пшу-левская, 1978). Таким образом, не одинаковые по ботаническому состару торфообразователи и различные их части доставляют в ОВ торфа в различных количественных соотношениях характерные для их группового состава химические компоненты. Результаты исследования автора ОВ генетических типов торфов приморских областей торфона-копления Колхиды, Шной Прибалтики, Западной Цубы и Флориды с субтропическим и тропическим климатом показывают аналогичную зависимость его группового состава и свойств гуминовых кислот от жизненных форм торфообразователей и их видовой принадлежности. Однако, ОВ всех древесных и травяных торфов субтропиков и тропиков (ольховых, кипарисовых, мангровых, кортадеровых, осоковых, тростниковых, рогозовых) в отличие от формирующихся в умеренном климате, содержат в групповом составе в общем значительно меньше водорастворимых и легкогидролизуемых веществ (14,45-21,69$ и 33,0-33,3$), больше фульвокислот (II, 17-28,6<$ и 1,5-6,9$) и гуминовых кислот (44,52-62,7$ и 31,6-51,5$), а также различаются по другим показателям, напршер меньшему содержанию активных кислых групп и гуми-новых кислотах и меньшей величине атомного Ц/С в их элементном составе. Это указывает на болыцую степень изменения ОВ в торфоге-незе в условиях субтропического и тропического климата, химическая сущность которого заключается в интенсификации процесса конденсации легкогидролизуемых веществ и синтеза из них фульво-, а из последних - гуминовых кислот (В.Е.Раковский, Л.В.Пигулбвскал, 1957, 1978). Это одновременно подчеркивает и роль теплого климата как ускорителя процесса направленной стабилизации химического состава ОВ в стадию торфогенеза.

Зависимость химических параметров ОВ генетических типов

торфов от его структуры - степени микробиального разложения

тканей торфообразователей

Исследования торфов на примере Колхиды, Ейсной Прибалтики и некоторых других регионов (25, 30) показывают: I. В ряду от толиж товой структуры ОВ гелинитового торфа до преколлиниговой и колли-нитовой включительно, т.е. по мере увеличения степени разложения тканой торфообразователей, при прочих равных условиях, в его элементном составе отмечается неуклонное увеличение углерода, водоро

да н уменьшение кислорода и в большинстве случаев атомного отношз-ния Н/С, а также выхода летучих веществ в технической анализе торфа. 2. В этой же ряду в групповом составе ОВ торфа обнаруживается накопление битуыоидов, 1уыиновых кислот и увеличение отношения содержания гушшовых кислот к содержанию фульвокислот. 3. Это сопровождается увеличением в гуминовых кислотах углерода, снижением водорода, кислорода, атомного Н/С, уменьшением суммарного количества активных кислых групп, что в целом указывает, по представлениям торфохимиков и углехиыиков (Т.А.Кухаренко, 1956, 1960; Е.С.Лукошко, Л.В.Пшулевская, 1976; В.Е.Раковский, Л.В.Пигулевская, 1976), на направленную тенденцию увеличения степени конденсированности ароматических ядер макромолекулы гуминовых кислот и увеличения их содержания по отношению к боковым цепям. 4. Выявляется снижение величины порога агрегации гуыиновых кислот и увеличение оптической плотности, означающее соответственно уменьшение в их макромолекуле гидрофильных участков и повышение ее ароматизации. 5. Обнаруживается ослабление четкости дифракционных максицумов на рентгенограммах в ОВ торфа с телинитовой его структурой до преколлшштовой, обуслов-яенноо прогрессирующим разрушением целлюлозы по мере развития процесса кикробиального разложения в торфогенеэе (Ц.Н.Никонов, Ц.И. ¡¿шкала, 1961; 25). Эти охарактеризованные закономерно связи как правило обнаруживаются в пределах всех одноименных по ботаническому составу ОВ торфов с близкой зольностью и залегающих примерно на одинаковых глубинах в торфяной залежи Колхиды и 01Ной Прибалтики. В целой аналогичные закономерности в анализируемом вопросе были раскрыты и В.Е.Раковским вместо с Л.В.Пигулевской (1957, 1978), Е.И.Скобеевой (1960) и другими исследователями, но по материалам внутриконтинентальных областей торфонакопления. Однако, обращает внимание на себя тот факт, что, например, ольховые торфы Колхгды отличаются от прибалтийских в пределах соответствующих одинаковых структур ОВ от телинитовой до преколлинитовой пониженными показателями содержания углерода и повышенными водорода и кислорода, хотя закономерность их изменения с увеличением степени разложения тканей торфообразователей сохраняется полностью. Данные элементного анализа подчеркивают близость колхидских ольховых торфов с телинитовой структурой ОВ к ОВ исходных тканей ольхи. И действительно, как видно под микроскопом, фрагменты тканей древесины в ОВ колхидских ге-линито-телинитовых торфов имеют достаточно четкое клеточное строение и слабую гелефнкацию стенок клеток, которые обладают яркой анизотропией в связи с сохранившейся целлюлозой в них.Фрагменты ткеиеЯ ОН этого »е генетического гииа торфов СжноП Прибалтики,хотя и сохра-

нили свои контуры, но обнаруживают более сильную гелефикацию стенок клеток, проявляют слабый эффект анизотропии вследствие разрушения в достаточной степени целлюлозы в них, а ОВ торфа при этом в целом оказывается более обуглероженным, содержит больше кислорс да. Те же закономерше различия в элементном составе сохраняются в ОВ гелинито-посттелинитовых и преколлинитовых торфов Колхиды и Шнсй Прибалтики, что также обусловлено степенью гелефикации частичек крупного и мелкого аттрита, образующих соответствующие стд туры ОВ. Следовательно различия в элементном составе ОВ торфа определяются не только соотношением гуцуса и сохранившихся тканей I их обрывков, т.е. степенью разложения торфа в понимании торфове-дов, но и степенью остудневания той и другой его компоненты, подчеркнутое количеством целлюлозы, сохранившейся в нем.

Из изложенного следует вывод о том, что степень разложения 1 ней торфообразователей, реализованная в структуре ОВ торфов, при прочих равных условиях, определяет многие их химические и физичес кие свойства и является их индикатором. Этот вывод, сфорфглирова! ный применительно к торфам, подтверждает полностью впервые выявле »ую автором ранее закономерность о зависимости свойств углей от структуры углеобразующего ОВ (2,7,9,10,11,14,15,30,31). Таким об{ зом, различия свойств ОВ, связанные с его структурой на стадии тс фа наследоются полностью во всей гамме углефикации углей, а поэте му структура ОВ твердых каустобиолитов, в том числе и торфа, дол* на быть одним из параметров выделения генетических типов среди ш и построения их классификаций.

Зависимость химических параметров ОВ от количественного сооть

пения его с минеральным материалом в генетических типах торфе

и минеральных осадках

Этот параметр определяет как зольность ОВ торфа, так и количс во ОВ, рассеянного в минеральном осадке. Зольность ОВ торфа в рас мере 50$ (на абсолютно сухое вещество) принята за его границу с к неральными осадками (М.П.Никонов, 1967; С.Н.Тюремнов, 1976). М.Н. Никоновым, на материале внутриконтинентальных областей торфонаког леннл, показано, что зависимость между минеральной частью и ботаническим составом торфа сохраняется до зольности 12$ у низинных I до 5,5$ у верховых торфов, которые им названы "нормальнозольными' в отличие от "высокозольных". В литературе нет единого мнения по поводу влияния терригенного материала, в частности глинистых компонентов, нп направленность и скорость процесса превращения ОВ в тор[огенезе. Одни исследователи, В.Т'пчйг, ФЛилип (19*7!) нпстяи-

вают на стицулирующем действии глинистых минералов в развитии микрофлоры, разложении и синтезе гуминовых веществ. Другие - склонны считать, что глинистые компоненты сдерживают процесс преобразования ОВ (Д.В.Хан, 1950; А.И.Барсуков и др., 1974; И.И.Лиштван и его соавторы, i960). Л.В.Дречина и Л.Я.Швендель (i960), работая по проблеме сельскохозяйственного.освоения торфяно-болотных почв, показали, что глинование является положительным приемом по уменьшению потерь органического вещества в торфе. Эти выводы подтверждают результаты исследований автора, полученные ранее (34,35,30,37,39).

Исследование и анализ фактического материала, иллюстрированного таблицами и графиками в вышеуказанных статьях автора, по областям торфонакопления Колхиды, Западной Кубы, Флориды показывают, что в ряду генетических типов осадков от малозольного торфа любого ботанического состава до глин с растительным материалом соответствующей ботанической характеристики и степени разложения его тканей в групповом составе ОВ отмечается неуклонное уменьшение содержания бгпумоидов, увеличение содержания водорастворимых и легкогидроли-зуеыых веществ, уменьшение гуминовых и фульвокислот. При этом увеличение содержания гуминовых кислот в ОВ от рассеянного в осадке к концентрированноцу в торфе сопровождается, как правило, убыванием выхода фульвокислот, водорастворимых и легкогидролизуеиых веществ. Зто явление обусловлено последующим синтезом гуминовых кислот из более низкомолекуляргых соединений, какими являются вшеперечислен-низ (В.Е.Раковский, Л.В.Пйгулевская, 1957, 1978), возникающие в торфогенноц слое. Это позволяет сделать вывод о большей скорости преобразования отмершего растительного материала в торфе по сравнению с рассеянным в минеральных осадках, т.е. минеральное вещество блокирует процесс химической перестройки ОВ и являете:, ого ингибитором. Подтверждением этого служит и закономерное неуклонное уменьшение углерода, увеличение водорода и кислорода, а такяе возрастание величины атомного II/C и содержания активных кислых групп в гуминовых кислотах по мере увеличения минеральной части в осадке данного генетического типа указанных выше приморских областей торфонакопления. В свете представлений химиков-органиков Т.А.Кухаренко (1956, i960), Д.ван-Кревелена (Krevelen, 1962) и других полученные автором данные позволяют принять, что молекулы гуМининых кислот концентрированного ОВ в торфе еопопг ия болмпа-

го числа сеток ароматического углерода, чем молекулы гуминовых кислот, связанных с рассеянным ОВ в осадке. Следовательно, скоростг течения реакция конденсации ядра молекул в первом случае выше, чем во втором, т.е. минеральное вешество замедляет процесс конденсации сеток ароматического углерода гуминовых кислот. С этим полностью согласуются и данные различия элементного состава, величины атомного Н/С, а также летучих веществ в техническом анализе "малозольных" и "рысокозольных" торфов в целом. Тождественные генетические типы торфов лишь с небольшими различиями зольности в пределах 1012-15« имеют близкие показатели химической характеристики. Это подтверждает целесообразность предложенного М.Н.Никоновым (1967) разграничения торфов на "норлальнозольные" и "высокозольные" и в приморских областях торфонакопления. Цифровые данные показывают (35; табл. I, 2), что 0В, концентрированное в генетических типах торфов, несмотря на менее глубокое залегание которых, оказывается более химически превращенным по сравнению с 0В соответствующего ботанического состава и структуры (степени разложения тканей) в зольных торгах, а тем более рассеянного в минеральных осадках, но приуроченных к более глубоким горизонтам торфяного пласта. Известно (В.Е.Раковский, 1971), что по мере увеличения глубины залегания генетического типа торфа или осадка, изменение химического состава 0В, концентрированного и рассеянного в них, происходит в направлении его большей превращенное™. Следовательно, в данном конкретном случае, влияние глубины залегания оказывается в значительной мере снивелированным более активно действующим параметром количеством минерального матерюла в том или ином генетическом типе тор|>а.

Зависимость битуминологических параметров 0В генетических

типов торфов от ботанического состава торфообраэователей

Поставленная проблема почти не освещена в литературе, хотя есть много работ подобного плана по современным осадкам морей и океанов, однако исходный матер!ал органического вещества имеет другое происхождение. Наиболее интересные общие сведения по биту-минологической характерютике торфообраэователей и возникших из них торфов, ограниченных перечнем белорусских торфяников, можно получить п основном из фундаментальных работ В.Е.Раковского и Л.В.Нигулевской (1978), а также И.И.Лиитвяна и И.Т.Короля (1975). Аналитические сведения 0В генетических типов торфов и рассеянного и осадках по этой проблеме с подробным обсуждением результатов дпнн на примере областей повременного приморского торфонокоплення

за

в статье автора (58; табл. 1-13). Показано, что компонентный состав битумоидов СВ генетических типов торфов и рассеянного в осадках, а также групповой состав ХБЛ, его спойств:! и распределение нормальных алканов в маслах последнего определяются ботаническим составом торфообразоватнлей и прежде всего их жизненжлш формами.

Как правило, среди гизшшых торфов Колхиды, щи прочих ранта условиях, ОВ дрзвесных ольхсвых из ких белее битуминозно, чей ОВ травяных, а тем более моховых. В них обычно ныше содержание нейтральных компонентов, извлеченных хлороформом, -->ем кислых спир-тобензольных. Различия их ОВ в ботанической принадлежности находят отражение в групповом состазе ХБА. ХЕ\ в СЗ древесьых торфов по сравнении с травяными содержат меньие масляная фрякцик, но с большим ее углеводородным коэффициентом, хотя ь обоих случаях он меньше единицы (соответственно 0,4й-0,оЗ и 0,30-0,37). При. преобладании в ХГА тех и других торфов спиртовых смол, однако их несколько больше в ХБА древесного торфа. Больше г.слсвльи группового состава ХБА в СВ обеих групп тор{юв принадлежит асфальтено^ьпл соединениям (50. 75-60,97%), на долю которых в травяных тор&ах падает верхний предел (62-69%). Анализ роказыппет. что ХБА из Г'У кипарисовых и мангровых торфов Флориды в отлична от древесных Колхиды с близкой структурой и зольностью их вещества сильно обогащен масляной фракцией (55,21-55,05$ и 6,75-10,'$), залегая при этом н& минимальной глубине от 0 до 0,50 м. ?. них также основу составляют полиароматические масла (48,59-50,56;' и 6,94-16,44$), в то время как метано-нпфтеновая доля (4,45-6,52$) приближается по величине (3,47-4,60$) к наблюдаемой в ХБА древесных торгов Колхиды.*Они отличаются во много раз большим углаводероднш фициентом (1,40-2,74 и 0,53-1,11). Содер*ание смолистой фракции в ХБА кипарисов!« и ышггровых торфов примерно в 2 роза меньше (11,23-14,125 и 26,28-34,03$), чем в ХБА ольхозых в Колхиде и бо-лео чем в 2 раза меньше аефальтеновых соединений. Таким образом, различие по групповод составу ХБА древесных торфов Флориды и Колхиды достаточно контрастно, в то время как группопой состев ХБА генетических типов кипарисовых и м£лгр)внх торфов более близок друг к другу, хотя не тождественен из-за несколько различного содержания метано-нафтеновой фракции масол (6,52 и 4,49$), углеводен-родного коэффициента (1,40 и 2,74}, содоржтшя спиртовых смол (10,86-7,66$). Они не тождественны по распределению н-алканов в масляной фракции ХПА, набору и доле иэЪпреноидов пристана и фитина, различия в величине показателей которых более заметны у ыми-

гровах и кирарисэвих торфов с телинитозой структурой ОВ, а с кол-лиииторой у тех и других более сглажены.

Групповой состав ХЕА травяного торф л Зй/ной Флориды, в честности тростникового, более чем в 2 раза беднее маслами по сравнению с содержащимися в ХЕА древесных торфов (20,97 к 55,05-55,21$) при прочих равны-; условиях. Резкие различия между ними подчеркиваются и п содержании полиароматичоской масляной фракции (16,00 к 48,69-50,5СЙ), а такие величине углеводородного коэффициента (соответственно 0,29 и 1,40-2,74). Значительно болысе смол в ХЕЛ травяного тор!>а (25,в отличие от ХБ\ древесных торфов (II,23-14,12$). в составе которых в обоих случаях преобладает спиртовые. Более богат состав ХЕЛ травяных торфов асфальтанопыми соединениями -примерно 1,5 раз?..

Таким образом, из приведенных.примеров ясно гидно, что между ботаническим составом ОВ генетических типов торфов и его битумино-логической характеристикой существует тесная корреляционная связь, Этот вывод касается торфов с резким или значительным преобладание! какого-либо терфообразопателя, которые В.Е.Раковекий и Л.В.Пигу-левскач (1976) нзэиваьт Сотанш ¿сни "чистыми" торфами. Однако эти данные, как показывают конкретные примеры, могут быть экстраполир нами и на типы торфов, сложенных двумя и тремя основными торфооб-разсьателями, оценка бк'гумичологическсй характеристики которых в целом определяется химией каждого из этих торфоибразователей с уч том степени разлокения их тканей - структуры ОВ генетического типа тор^а и его зольности. Это подтверждает мысль В.Е.Раковского (1У76, с.146) о том, что "сведения с составе "чистых" торфов явля ются базисном материалом дгся прогноза химического состава смешанных, сложных по ботаническое составу торфов и торфов промежуточного многовидового состава'*.

Зависимость битумкнологических параметров ОВ генетических

типов тг-х4оэ от его структуры

Подмеченное закономерное увеличение содержания битумоидов и битумоидного коэффициента в КОБ генетического типа торфа любого ботанического состава в проделах приморских областей тор^онакоп-ления (53; табл. 3, 8) по ь-ере разложения в них тканей тор{юобра-зователей, т.е. изменения структуры СВ торфов от толинктовой в 1 1 роком смысла к коллинитовой, наводит на мысль об их новообразог I Так как разложение растительного материала происходит в торфоген ном слое мощностью 0,25-0,75 м, то появление новой порции битумо! доп обязано в данном случаз кииробиальноцу процессу, который при.

суд стадии седиментогенеза (торфогенеза) г. происхождении осадочных биогенных образований (£4). Свидетелем этого является и их качественная характеристика, которая убеждает в большой химической превращенности Ситумоидов ОВ генетических типов торной с пре-коллинитопой и коллшитоной структурой (56; тьбл. £) в отличие от наблюдаемой э .00 торфов имеющих посттеликитовую и телинитовуо структуру. Подтверждая зту мысль напомним, что битумоиди СВ с пра-коллинитсвой и коллмнитовой структурой в отличие от 0В, слокенно-го почти агрегатом слабсгелефициропаиньтс тканей или крупна' их аттритом (телинитовая и посттепинитовая структура), но при других равных условиях, содержат больше нейтральных компонентов (ХЬЛ) по сравнению с кислыми (ДСЕЕЛ, ДСББС), которые как те, так и другие более обогащены углеродом и водарэдом и о'олее обеднели гетероато-мами (О+З+Я) . Это сопровождается больпим содержанием метано-нафто-ноиоП и маслянсй фракции и целсм ХЕА 0В с прексллшштозоа ц коллинитовой структурой, большим угле во дородны).! их косффициеьтом три ггеньшем количестве смолисто-асфальтеновых компонентов. ¡Ласла их ХЕЛ характеризуются пр:! большом с о дер*, г. ни и короткоцепочн.чх н-вт канон и большей протяженностью ряда в целом, среди которого проявляются фитан и пристан, а в его високомолекулярюй части (Н-С^о-НСдд), снижается коэффициент нечетности, как это видно на пр/мере сравнения мангровых а кипарисовых торфов с коллинитовой и телиш.товой структурой 0В. Охарактеризованные изменения в распределении н-ал-канов в маслах СВ ь направлении от телиннтовой его структуры к коллиннтовсй - факт образования новых углеводородов в процессе мяк-робнального превращения и разложения тканей при торфосбразоваиии. Этот вьаюд э возможности новообразования углеводородов в стадию торфогенеза в принципе подтверждает аналогичные выводы, которые помечены рядом исследователей при изучении ОВ осадког ь различных современных водоемах (А.А.Аля-Заде, П.А.Шайхет, 1975; Е.П.Млшени-на, Т.Г.Чэрювя, М.С.Телкова и др., 1975 и др.).

Влияние минерального материала на процесс накопления и

преобразования битуноидов ОВ, концентрированного в

генетических типах торфов я рассеянного в осадках

В работе автора (56; табл. 4, 5 и 9, 10) детально проанализирована, на примерз областей приморского торфонакопления Колхиды н Ьтной Флоривя, зависимость содержания битумоидоп, кзвлечеиних хлороформом и спиртобензолон из ОВ генетических типов осадкой, в том числе и торфов, от количественного его соотношении с минералы»»! материалом и одновременно прослежено изменение их свойств при

прочих равных условиях. Выяснилось, что по мере унелт'чешш в гсне-ти1 ;сх'.ом тнлэ осадка 1)3 от рассеянного к исвщег.трирояашюму л торфе увеличивается общее содержание бутшопдоп, а среди них нейтраль-них компонентов. Намечается тепдетшя увеличения в Йктумои,дах углерода, водорода и атомкого И/С л указанном ряду, однако это не всегда выдергивается я обнаруживается обратное взаимоотношение, что очевидно о^ъя ппется незрт.псш различиями исходного ботанического состава тканой ОБ. Рассмотрение роли мттеральпоЧ составляющей осадков в формировании скойстл ХБА убеждает е том, что в составе ХБЛ ОВ торфов, за редким коклпчелием, больше масляной фракции при преобладании пс.марог.:атическо{1 оре.дн нее, болы/о углеводородов а меньше ао-фальтелот-ы/. соедсилшй по сравнен;® с веллчилаш этих компонентов в с о-; тате ХЫ ОВ глза с рассеянным растительным матер! атом соответ-отдуящсй ботанической природы п оюпенл разложения (структуру ОВ). Следопыте тало шшералькнй материал, в основном алевркто-глшшотого состава, при прочих равных условиях, тормозит охарактеризованный процесс накопления и прообразовали* блтумоидоя в ОВ торфа и особенно в ОВ, рассеянном в осадках, т.е. является ингибитором этого процесса.

Зависимость содержания и состава битумоидов ОВ, котщентрирозал-

ного в генетических татх тог-Фов. от глубины их аглегалда в

торфяко.'л пласте

Сравнивая битуютолоттческуп характеристику ОВ торфов олноимегашз! по ботаническому составу, структуре и зольности, но приурочошшх к разным глубинам, на примера Колхиды и ЕйшоЯ Прибалтики (58; табл. 12, 13), выявляется неуклонное закономерное увеличение в их ОВ любой ботанической природ; содержания ХЕА и сдай битутлоидсв в целом, битумоидкого косффегдиента {р ХБА), величины отношения нейтральных битумоидных компонентов к кислим по мере погружения торфов на глу-бшеу. Исследования тгшхе показывают, что о увелг'.ченгем глубины за-леггшля генетического этша торфа в ХЕЛ его ОВ увеличивается содержание масляной фрикции, в том числе метано-иафталозой, как правило, углеводородный ко&сЬфициеит, величина отношения метано-нафтшювой Фракции к полпаромапгческой, намечается тенденция обогащшшя бигу-моида смолвли и уменьшение в нем аофалугеновкх соединений. В элементном составе Ж при атом увеличивается содержание углерода, водорода п величина атомного 11/С, а геа'йроатомоп укекыыаетсл. Выявлено« с глубиной погружения тор^а увеличение бктумокдаого коэффициента, а тскжо общего содержания бктумоядов л закономерное изменение и к свойств в направлении (как видно кз анализов) большей, но качео

венке той лэ хлмичеокой прообразованное.™, что при микробиалыюм 1 разложении растительного материала, ойязанн физико-химическим процессам, характерным для стадии диагенеза в происхождении осадо'ашх биогенных образований, которое развиваются d торфяной залелш шеге тйрфегенного слоя, где действие мшероорганузмов, как правило, практически прекращено. Таким образом, накопление бигумоидов в тор(я и изменение их свойств намечается в сэдпментогенезе (торфогенезе) и продолжается в акалоптчном геохимическом плане и в диагенезе, что предполагает их новообразование. Н.Б.Вюсоевпч и др. (1971, с.7) пгоал: "Угли, в том числе гумусовые, могут рассматриваться в качео-тво материнских по отнешзгаш к УЕГ п нефти". Следовательно и торф!, являясь первой стадией углеобразоватсльного процесса, такие могут рассматриваться как газо- и нэфтематерипегате, в которих рождаются бптутлоида - первичные источника газовых и нефтягкх углеводородов в углях. Подтверждением этого являются открытые М.Твйхкшлзр (Toich-nuller, 1974) новые ютерокемпопентц углей - экоула-ппшт и флюоренит, являтащеся, по ее дшпшм, продуктами углефпкашы гуггандта и лойпти-нита, которые в первозданном состоянии 6u.ni иобилыш, текучи и обладали миграционной способностью.

Вгявлешше закономерные корреляционные связи состава п свойстп ОБ, концентрированного в кштетеош типах сопремгч.шгх и древних торфов (углей) о спределешымл парагенезпмл фаций и обстаиовок о с ода о- и торфонакопленш, о чем говорилось визе, позволили внести генетический аспект в комплекс гсследовштй по проблеме рассеянного оргопичеокого вещества (РОВ) в процессе литогенеза.

Положение 3. Скорость преобразования гумусового рассеятшого вещества (РОВ) и его оптические и химические свойства не одинаковы в различных лнтолопгческих и фациалышх типах осадков при прочих равшгх условиях. Эта тазлнчия на стадиях: торф - твердый Sypjii уголь (ДГ-ПКд) наи-болыгао и достигают масштаба целой стадии углзасишгпп; далее уменьшаются, но не нечезалт по.глостьп даке на стадии, близкой к отощенио-снекаппемуся углю (.'Кг,). При прогнозе стадий литогенеза осадочшгх пород и углей, а также иефтегазоноспости по свойствам ГОВ, необходимо учитывать диалогический тип отлслог:гЛ его за-хсронгнжх н фашальпуг, принадлежность.

Успешное рекение это!; проблемы в целил обязано г^трсвы.'! достижениям в области петрографического изучения вещества гумусовых и

сапропелевых углей, разработке унифицированной терминологии кед- ' понентов ОБ и шг. классификация, использовашт соверленних угле-пьтрографичесшк методов при оценке его постсодогантеднонноЯ переработки, а кроме того требования;.; науки и практики. Ушпсалыш- , мл по это"' проблеме явпжоь исследования И.И.Косова и М.Та$хмил- , лер, которые искршш роль органического вещества как меры количественного выражения стадий литогенеза осадочных пород и как максимального геологачеекого терлсмотра, оцегашаащего галеотеше-ратурц недр Земли.

Учитывая лабильность и необычайную чувствительность ОВ к ивлз-неншщ фиикко-химичоских и тсрлодина-,пиескех условий среды его захоронившей, автором, в отличие от продадущих исслздователеН, изуче!ше псстседшентацноннкх превращений РОВ впервые было проведено на лктолого-фациальнш фоне осадочного процесса, результата которого излажены в ряде статей (17, 24, 28, 29, 30, 31, 37, 52). Исследования РОВ в задуманном плане проводились на аримзро однотипной по структуре (в смысле степени разложения) п исходному материалу юлефшшоованкой древесшш в форш Бцтриы'та (теллнита) на каздой данной стадии углефшшлш ряда от торфа ДГ до ирной Ш вкличгтелыю, не подверженной вторичному окислении и нлтгрл-вашт. Сравнивалась свойства древесшш, выделенной аз различных литологических и фациалышх типов пород и углей (дзльтовше, пойменных, русловых, озорно-болотных, характеристика которых дана ранее; 24, 29), приуроченных к смежным или близко расположенным слоя1л разрезов торфпшх к уголыпк пластов, включая почву и К1юв-лю. Соблюдение перечисленных условий позволяет обьяокпть различия в свойствах дреизеиш именно за счет неодинаковой среды ее захоронешш-1^.

Факигческий !.-лториал дая исследований б болиаси объеме собран авторш в областях современного ц дреьниго осадао- и торфо-накоплешш Колхиде, Ккной Прибалтике, Дяопробасса, Итатском, Богословском, Ахалцихском, Ангрексксы, Тштбулъскоы, Ткаарчельскш угол!пых маошроаденаях л Иркутской баоспйш.

^ Для краткости изложения, хам где на трабуаюя детализация, автор пользуется термином "среда уахоронешш", пошалая под щш лито-логичосглй гюродц (осадка) и его фациольную принадяеинооть.

Изменение петрографических признаков гелпфядщропанной Д12свес1ттп1 в зависимости от литолотачоскиу и фацнальшк типоч осадков - пород па разных стадиях угл^дсащ:!!

Из всего арсенала прсшализцропошпх петрографических признаков цвет вещества гзлефициропашшй древесины (литрпютта) в проходящем и отрат.енн(.'м свете довольно четко фиксирует особенности ее постое-дшентащгошнос изменений в зависглюсп: от литологического и фани-ального типа осадка на кевдоп данной стадии углефнкации. Так, например, древесина, выделенная кз торфа болотной фацки в проходящем свете имеет буровато-коричиешй цвет, а из песка озерно-болотной фаюти - коричневатый. Б отраженном свете это сказ.чпаотся па посвет-лении вещества дрелесига нз торфа по сраачегцоо с выделенной из песка, которая имеет интенсивно серый цвет. Древесина из зег,ш:стого бурого углл, на песка л глгаш, залегазогщх емгжшмп слоями л раз peso, тлеет неодкнаковче оттенки бурого цтзэта в проходящем и темно-серые б отраженном свете. Примерно те же соотношения в цвете вещества дровесгаи, захороненной в разжтас/х породах, в тем числе и угле, отмечаются 3i на более высоких стадиях углеобразовательного процесса. Другие признаки, как степень и характер блеска древеппгп в образце лз песчаника, аргиллита к углл не кмэвт универсального значешш и могут рассматриваться как дополнительные в ряде конкретных олучаев. Различную окраску и блеск голефпщцзовашюй дровесгаш, запечатанной в песчашпсе и аргиллите, наблг.дал Я.М.Черноусов (IS55) при изучении угольных месторождений восточного склона Урала. 3. П. Ергольская отмечала, что ритршшт из угля Прокопъевокого месторождения (Кузбасс) имеет сильный металлический, а из аргаллпта 'iniy-оннского бассе!!на мьтьный .тарный блеск.

Изменение химических свойств телефонированной древесшп в зависимости от литологнческгос и ^яцг.злъшрс типов осадков-пород на разных стадиях углефпкгадш

Подмечешше различия в ряде петрографических признаков геле-фпцировапной древесины в связи со средой ее захоронения на раэ!шх стадиях угле образела гзльного процесса еще более праяиднлгол a се химической характеристике. Оказывается, что на всех стадиях угде-фшеащш, на'пшая с торфяной (ДГ) и кончая стадкеГ. ялрнсго угля (ККд) в элементном составе гелефнцирсвалноИ древесины, выделенной из ряда песчаник (лесок) - алевролит (алеврит) - аргиллит (г.тзна), принадлежащих к одаонмеишм фадаям и угля бслстчоГ. фкют отгтечазг-ся нсу1лошюе упол^ченле углерода и утдень'-енге плслэрсдс

Так, например, на стадии торфа содержание углерода в элементном ' составе древесины из озерно-болотного песка составляет 51,28$, содер./шла кислорода - 42,162!, В древесине из глины той до стадии углерода содержится Оолгш (54,70$), а кислорода меньше. Еще больше углерода оказывается в элементном ее составе выделенной из торфа (58,48/0) и соотнвтствешю отмечав тсн уменьшении кислорода (35,72: ). Та ке закономерность наблюдается и на любой другой стадии ут ^ефиквцш. Если сравнить гьдейэдтровгишуи дрезеспну, связанную о вахоронениом ее ь русловых песках и гравелитах (Игатсккй мощный угольный гласт, Ачинский угчыгамй бассейн, Jg) на стадия твердого бурого угля (ПК3), то углерода в последней оказывается меньше (02,52 и 63,30$), а кислорода болшо (33,4 и 32,12/:), Следовательно, при прочих равных условиях, в одшоиыегошх фацаях содзрааклз углерода и кислорода в гелефицкрованной дрзвеозше зависят от ли-тологического типа осадка-порода ее захоронившего. При этом об-нарукешюе ноуклошюо увеличение углерода и уменьшение кислорода в древесине i;o ряда литодогических танов русловых отдогоний: гра-азлпт-иесчашпс (песок), а также озерно-ч'юлотпых: посч;лшс (пасок)-алевролит (алеврит/- аргиллит (глина) подчеркивает закономернуа связь изменения ее свойсгл с гранулометрическим споктрсм осадкой-пород, в которых она была захоронена. Эта закономерность в дальнейшем подтверждена и другими исследователями. Я.Э.Кдовнч (I96S), изучая химически и петрографически впервые обнарунешша-в Приякут-ском районе уникашше захоронешше гежфщировашше гаш деревьев с зональной .углефикЕниой по вертикали, обигснил это явление различиями лзгголегпчеошх (гранулометрических) типов осадков (песок-алеврит-глила), прилегающих к ним. В данннх П.С.Софлева в др. (I'J63) по акгренскому мощного угольному пласту (Средняя Азия, шж-;шя юра) привлекает внимание более высокое содержание реактивного кислорода в карбоксильных группах витрннита (телинита) из озерно-бочотных несчшшшв но сравнению с наличие;* его в этих группах дровесшш из аргиллита той не фацш. Ипфршсрасице спектры поглощения, с;штые 0.И.Егоровой (ПГИ, Лаборатория фиаическнх глаголов исследовался) с аналох'ичного материала того se внгршюкого угольного пласта, предварительно изученные автора.: хилпчески и оптически (17), раскрывают болшие содорашние атомных гндроксилышх групп о • бсльниил ссдеда&иием и 1шх кислорода и меньшую пешпшвденоацию ароматического ядра в молекулярной структуре дреаеошы из озерно-бо-ло'ыого песка по сравнению о захороненной в аргиллите той же фации к угли болотной фа'чш. Количественные оценки снтических полос по-глоц'лшя в спектр* отчетливо фжсируют возрастала содержания кар-

(Зональных и уменьшения спиртовых атомных группировок., a таете закономерное уменьшение реактивных кислородсодергкдчтх груштровеп С ООН, СО, ОН я увеличение не ргпктивннх С-О-С в руг.пу пороп пчсчп-ник-аргиллпт-утоль, из которнх исследовалось гелефтшровпнняя лр*» весила. Эти данные инфракрасной спектроскопии указнвгтт на более глубокие структурно-химические постседлментшшошшо преобразована гелефпцировшшой древесинн среди углей и тонкозертс-пгх порол, чем среди более грубозернистых песков.

Детальное изучение фавдашшх особенностей осадкой п пород 13 связи с изменением свойств FOD, приуроченного к ним, позволило выявить тают, что на его преобразована влияет не только литоло-гпческий тип осадка-породы, но п его <Ьащтальнпя принадлежность (20, 29, 30, 31). Так, в Итатском м-п древесина на стадии тпорлог" бурого угля (ПК ) из дельтового песчаника содсртпт болте утлерг1--да (64,70$) и меньше кислорода (30,945?) по сравнению с выделенная пз руслового песчаника (углерода - 63,30$, кислоролл - 32,12$). Б том же месторождения дрепосина пойменного алеврита бплсо обогащена кполородом л обеднена углеродом относительно зтттх почазателеЯ элементного состава древесины из озерно-болотного ачеприта. Л ге-лефпшровянной древесяю пз любого дптологпчяскего типа осалкл-породо любой фшцш всегда содержится меньше углерода и болмт? кпс .порода, чем в гелефицироватшой древесине, запечатанной в торТо пли угле, принадлежащем болотной фатвш. Разница в элементном составе ее оказывается тем больше, чем грубее гранулометрия лктологл ческого типа осадка-породы, сравниваемой с углем. В ртом аспект» уголь исшо рассматривать как наиболее тонкозернистую пород!', т^п как частичпп его вещества соответствуют коллоидной размерюеттт.

Различия в элементном составе древесинн, зпвпеянзте от фациал^-ного типа осадка, проявляются также в содержании гумлн ошх кислот и их свойствах. На примере древесины пз озорно~<5олотного песчаника мощного угольного пласта Богословского месторождения (рос-точный склон Урала) на стадии твердого бурого угля (ПК ) ясно видно обогащение гуминолши кислотами (42,63$) о порогом агр^га-щш 22 и оптической плотностью в фиолетовой части спектра 0,Р2, тоглл Kait в древесине из угля болотной фагош количество их значительно меньше (25,0$), имеющих reme порог агрегации и о>гппгс кую плотность (1,5). Из приведшим* примеров следует, что Згаяадт— пне условия могут ослаблять пли усиливать влияние дитологлтгспогп тштч осадка-погодн на поотселичентаплоттае изменения л?чг*"сгях свойств древесинн, т.е. они япляютгя, при прочяк г**««чх ул.торят*,

функцией двух пиршешшх; литолошческого типа ооадка-нородо, li которой хчзлофшшровшшая древесина била захоронена, м фациалыци условий, где происходило накопление осадков этих типов. Причем а та закономерная зависимость свойств гелефицировашюй древесшш от среди захоронения с увеличением стадии углефикации последней постепенно уменьшается, но не исчезает полностью даже на стадии отощенно-спекаюцегося ух'ллг - UK (29, 30, 31). Так разница в содержании углерода и кислорода в гелефицированноИ древесина, захороненной в озерно-Оолотном песке и торфе болотной фация равна соответственно 7,20 ц 6,44}?. На стадии газового угля (f.iiio) меньшеj 4,4t$ по углерода и 1,22% но кислороду. Разница в еодерашши угле рода и кислорода на той же газовой стадии углефикации, но у веишш, запечатанной в озерно-<5олотном аргиллите и угле, еще мень ша, соответственно 1,27 и 1,11$. Объяснить это явление скорее воа го можно более интенсивным иа-ленением химического оостава н химической структуры ОБ под действием все повышающихся температур и давления щ и прогрессирующей углефикацин в тех случаях, где оно менее хи.'лчесгл стабилизировано, т.е. захороненное л песках. Это согласуется с представлениями В.И.Касаточкина (1956) о том, что общее направлений химического преобразования 03 определяеачш стремлением его перейти в форму с наименьшим запаса.! енерпш.т.е. в форшу наиболее химически стабилизированную. Указанные различия в элементном составе проявляются отчетливо в различиях ьаличшш суши атомных процентов углерода и водорода, а таете и величине атомного отношения водорода к углероду, вследствие чего гелефшш-ровшшан древесина в зависимости от среды захоронения занижает вполне определенное местоположение в пределах поля кшдоР. данной стадии угле.рщкации на диаграмма, построенной по JL ььн-Кревелеиу ( Krevtien, 1951—J952) и iJ.M. 1£араваеву (1965), которая иллестрадру-ет и статьи автора совместно с 11.1!. Тимофеевым, А.Г.КоссовскоЙ, В.Д.Щутовшл u В.А.Дрицеи (37, фиг. I, 4) сформулированную выше ваконыернооть.

Анализ фактического материала, сведенного в таблицы и графики (29), показывает, что на каждой данной стадии углефикащт (особенно ьизьой) гелиринщ^иалшш древесина из песчаника того ила иного ({ациышшго типа очень о.'шзки но снойотвим, например, с одер-Ешши углерода и кислорода к гелефищцмвашюй древесине из угля ирудыднчкЬ uïa^iiiii уг-л^хнинуш.. JaJt, древесина из озерно-болотного Миска на счадим зеилисюго угля (АпсксанириШл-.об иьсоддядешм, Jliibiii.uiiu-.c - эиц'-h) но wicueiitihiuy с«н.маь.у oi:n3iii;alj i'ch с5чи«и к

торфу, чем к землистому буршу утлю, а гелефицированная древесинл из руслового гравелита Нтатского местороздения, угли которого при надлежат к твердым бурим, даже еще пе достигла стадии углефикацш эемлиотого бурого угля и приближается к торфам. О тот же свидеталт.--ствутпт и некоторые петрографические признают (24), по которым видно, что гелефпцировазшая древесина из землистого бурого утля по цвету в отраженном и проходящем свете близка к древесине на стадии твердого бурого угля, но выделенной из озерно-болотного песчаника. Можно привести этому и ряд других примеров (17). Снижение стадии углефикащш древесшш, захороненной, например, в русловых гравелп тах и песчаниках, по сравнению с находящейся в угле, происходит не за счет изменения ее под влиянием различного действтт интенсив-ностя факторов метаморфизма, температуры п давления, так как она была выделена для исследования из близких пли смеяшх в разрезе слоев, а за счет различной среды захоронения, проявляться в осо-бешюстях литологического типа породы (опапка) п его Фшшальной принадлежности. Таким образом, РОВ, в данном случае гелефштрован-няя древесина (витрштт), по-разишу реагирует на влияние одних п тех же постседиментационных факторов в зависимости от типа осал-ка-породы и фации, в которую оно было погребено. Поэтому истшшая отадия углефшеацпи не совпадает с фактической, включающей поправку на лптологический тип осадка-породы и ее фащш. Как видно из анализа материала (24, 29, 30, 31) влияние литологического и фатального Tima осадка на постседпментационные изменения РОВ, т.е. поправка определяется в ряде случаев масштабом более одной стадии углефикащш.

Этот факт подмечен также С.Г.Неручевым, Н.Б.Вассоевичем и Н.В.Лопатиным (1976). Они указать что изменение РОВ в процессе катагенеза обнаруживает меньшую сбуглерозенность по сравнению о 0В, концентрированным в углях. Например, на стадии коксовых углей содержание углерода в РОВ не превышает 84-05^, а в гумусовых углях -в среднем не менее 90-93$. М.В.Еогданова (1990), получив аналогичные конечные результаты по ОВ, кищентрированному в углях, и РОВ пород угленосной толщи Донбасса всего ряда метаморфизма, раскрыла механизм процесса преобразования того п другого па структурно-молекулярном уровне, используя для этой цели данные элементного анализа и рентгепо-структурные параметры. Она одновременно показала, что те процессы структурной перестройки, которые характера! для 0В углей на стадии Д-К, в РОВ они протекают на стадиях Д-Г-й, т.е. с отставанием. Следовательно, при использовании РОВ в качестве индикатора стадий пресбраэсванля осадочных пород, а ирг

прогнозе качественной характеристики углей и нефтегазоносноети необходимо учитывать лптологичиокий и фациалышй тип осадка-породы, захоронившей органическое вещество. 11з сказанного следует и другой вывод о том, что темп (скорость) нарастания углефикацш РОВ, захороненного в ряду литолошческих и фациальных типов осадков-пород: гравежт-песчаник.алеврит-аргиллит-угольСторф) различен при прочих равных условиях. Причем темп нарастания углефлкации РОВ из песчаника (песка) зна'штельно отстает от наблюдаемого для РОВ из угля (торфа), как ато следует из данных вышеприведенного химического исследования гелефицированной древесины, а такие и инфракрасной спектроскопии ее вещества. Напомним еще раз, что именно таи, где древесина связана с грубозернистыми хорюшо отсортированными осадками и породами в элементная составе она имеет понакешюа содержание углерода, повышенное кислорода, в там числа реактивного, обнаруживаот повышенную величину атшлого отноше!ШЯ водорода к углероду, обогащена активными кислыми группш,ш, содержит больше гуминоиых кислот с ношшешшм порогш агрегации и пониженной оптической плотностью по сравнению с древесиной, одновременные пост-седшлентациошше изменения которой были связаны с т ошсо а о рнис та'дл литологпческжш разностями различных фаций и углем болотной фации. По представлениям углехимиков (Т.А.Кухарешсо, 1959, 1963) »ти данные свидетельствуют о различной молекулярной структуре РОВ в зависимости от среды захоронения. В первом случае макромолекула голо-фицирюванной древесшш имеет менее конденсированное ядро и более длинные боковые цепи, т.е. она является более химически активной или менее хшически стабилизированной (В.Н.Касаточюш, 1956), чем во втором случае. Эти различия в молекулярном строении позволяют утверждать, что постседшлентационше преобразования РОВ, ведущие к хишческой стабилизации и протекающие с разной схоростьэ, зависят прежде всего от окислительно-восстановительного потенциала среды фациалышх типов ооадков-пород его захоронивших. И шеыно там, где больше предполагается кислорода в среде осадков, как гравелитах и песчаниках, обладающих наименьшей плотноотью и наибольшей проницаемостью (Б.К.Чичуа, 1960), в веществе гелефицированной древесины сохрадилось больше кислорода, в том числе реактивного, по сравнению с гилефицлрованной древесиной, иостседашнтациошше изменения которой были евнзшш с восстановительной средой тонкозернистых осадков и углей.

Нылсиьние величины рт[>ау.1-'11ия и показателя црелсу-пеиия[ гелеФи-цик'ьгыиюй дрцвесшш ьт лито.:игического и фаццалшого типов осадкн-пири.ци на (.азных стациях углефцкацчи Избиение показателя отражения (110) и показателя щ<елшл1;шш

(ПИ) гелефицпроваппой древесины (вдтрпнпта) под влиянием среди захоронения сладуот устаповявтейся закояселериоста пзиенония ее хи гапоского состава (17,24,29,30,31).

В продолах гллдой данной стадия углефикацни ПО выше у гелефи-цяромтшЯ древесины из угля (торфа), принадлежащего болотной фации, по сравнении с выделанной пз аргиллита, а тем более из песчаника любых фаций. При этог.т ПО древоситти, напрямар, пз озеряо-болот -лого песчаника ипяэ (Богословское месторождение, табл.4; 29), чем у гелефяцпрованной дрэвзсшш той яа стадии углсфикацпи, запечатанной в песчаника, отлояпвзэгязя в дельте (Ахалцпхское мпстороддетзпе, табл.5). Следовательно ПО органического вощества, ири прочих равных условиях, зависит от лнтологичвского п фациалъного типа осад-па-порода, в которых они захоронилнсь, па что имеются подтверждающие ссылки в литературе (Б.КЛнчуа, 1965 и др.).

Результаты собствечтах исследований с учетом опублпковаэтнх работ (Б.КЛлчуа, 1965; С.Г.Норучев; П.Б.Вассоавпч, Н.В.Лопатга, 1976 я др.) показали, что при увеличении ссдоржшия углерода и умояшзппп кислорода, ензгляяпо процессом углафтгащга гелзфяцнро-валной древесины (влтрштита), показатель отражения (ПО) ее вещества неуклонно увеличивается независимо от того, пз каких осадков й пород сна гаделзиа. При это!! обнаруживается, что в интервала ста дпй углефтшцпп дровоеппн торф (ДГ) - землистой бурый уголь (ПК-^) ПО увеличивается медленно, затем гтптеисиию поднимается на отадшт твердого бурого угля (ПК3) и постепенно до жирного (МК3), а у древесины на стадии жирного угля снова намечается его более ¡тнтонеттв-поэ П0ШЕЭВИ9. Сказанное хорошо увязывается с представлениями Д.ван-Кровелена (1953) о том, что содержание аро«татичаского углерода от нягких бурых углей до твердых бистро растет; в интервала камвпних утло¡1 до жирных увеличивается медленно, а затем снова бистро увеличивается вплоть до антрацита. Следовательно ГО в процессе углефикаяип гелефштарованной древесина фиксирует не тольтго изменение общего содержания утлерода в ней, но и степень его ароматизация. общий процесс которой охарактеризован В.И.Касатпюттш (1959).

Зависимость велнчинн показателя пролс?ллояпя пшэфяштроваяноЗ древесшш от среды захоронения в процессе углофякагош автором выявлена на материале Лнгренского буроутольпого мэсторогаенпя (17). Эти исследования показали, что величина ПП вещества голефшгтгро-ванвой древесины в песчаник*, аргиллите, щатаадлегацем к оэерно-болотней фации, и угла болотной фашта прямо пропорционально с^-

держанию углерода в ней и обратно пропорционально содержанию кислорода. ГШ гедефицирошняой древесины, например, на стадии гввцзо-го бурого угля (ПКа), Екличенной в песчаники, равен 1,69, в аргиллита - 1,71, в угли - 1,72-1,73. Аналоги чине зависимости обваруси-ла и Г.Ы.Парпарова (1962, 1966, 1970) при изучении фактического иатериала из Чечено-Ингушетии и Сургутского Приобья.

По даянш Д.ван-Креввлана (1953) уваквчение показателя прадсц-ления OB отражает увеличенае его атоиной плотности вследствие появления двойных связей С=С, ведущих к арсиатизациз и конденсации углерода. Судя по величине ПП, вещество галэфзцврованной дроваодни в угле, по сравнению о находящейся в песчаника, доджзо характеризоваться большей атоиной плотностью, а поэтоцу оно в сэое§ структурной формуле долхно иметь больш двойнах связей С =С н болъ~ цую долю конденсированного ароштизиросанного углерода. Tas как величина ПО любого качества зависит от его показателя продадлэвш!, то причина изменения ПО гелефищгроЕанной древесины в 8ЕЕЗС£азотз от среды захоронения овяаана о преобразованием химической структура ее вещества, а именно оо степенью конденсации ароматического углерода.

Такиы образом, при использовании показателя отрешения и подавателя пралошюния 05 в решении практических вадач необжодкио учв-хаьать диалогический и ^ациальныЗ тот осадка-породы, к нему приуроченного.

Сушнруя все сказанное, можно утверждать, что вдшгаоскив п оптические 0Е0йства гедефицароваяной древесины, & Tasse скорость ео преобразования в процессе литогенеза не одинаков s латологических и фациальных типах осадков при протлх раzauz условиях и их различия иногда достигают каситаба. цэлоЗ ствдее кацни. Следовательно, иохно полагать, что показателя стих свс2ств « гелефицированной драьесшш (влтринвта) яьдяются ве толъео шрой стадии литогенеза осадочных пород, во & индикатором среда захоронения, оо ори прочих рапных условиях. Яэдооценка этого факта врз определении стадии литогенеза осадочных пород в nps рошнив других геологических вопросов, таких как прогноз сэроизЕтив нефтега-воносности, качества углей, терзальвой всторзд Зеалг в т.д. приведет к существенным ошабнам.

Доказанная закономерная связь исследокшних свойств гелефи-цироьаниой древесины с лл'1олоп;чоскани и фациалышиз твпат осад-ковиород ее захоронивших, являет собой в новом асиэяте теорию иреоброэования РОВ в литогенезе. Это нредотаеляет процесс преоб-

разогаяия РОВ, ведущий к его химической стабилизации, не как обособленное явление, а как взаимосвязанное с общими особенностями накопления минеральных осадков того пли иного генезиса, слагавши осадочную то.щу в цело?.!. Это такав раскрыло путь к ноной проблеме в лятолоппесной науко: о ролл фациалыюго типа осанка, в тем числа п OB в видоизменении первичного его состага и протде гсего минералов глин. Проблема, имекдей немаловгилюо тео; и гическоа и практп-чоскоо значегаге, что п пзлагаотся в четвертом защищаемом поло.тонпи.

Полозг.эниа 4. Направленность и интенсивность процессов видоизменения первичных облшочпых глин, a тзк.™е форзтрование и порождение новых фаз определяется проддв всего составом исходной торригенной глины, поступающей в область тор^онакспления и регулируется фациалынаш типами осадков, характеризупцимися: количеством реакционноспособвого растительного материала, степенью его разложения и ботаническим составом растуютс болотных генераций. Эти факторы определяют, парагенезы минора-лов глин (генетические комплексы), прпсудие кахпому данному фадиалъисму типу осадка. Обнаружено четкое разграничение комплексов глин "контрастных" п "нейтральных" фаций в случаях поступления, в область седиментации незрелого торрпгенного ?та~ терпела; зрели fi террпгештй ма?прпал при этом имеет нивелирующее значение. Раскрыт едшшЯ механизм процесса переработки минералов террлгенных глш? п неосинтоза в направлении формирования ионсминвралышх каолншттошх фаз по море накопления и разложения биомассы при торфообразовшши.

Проблема роли OB в процессах штнералообразотания вклгчает решение очень многих разносторонних вопросов, о чем свидетельствует обширная литература литологов, почвоведов, геохимиков, исследователей огнеупорных глин, бокситов п других специалистов в СССР и за рубежом. Органическое вещество, по ILM.Страхову (1963), играет ш-дашугся роль в процессах дпагепегичесдого преобразования твердых компонентов гумидннх субаквалышх отложзний. Новым в решении автором этой проблемы является расшифровка механизма и суадости процессов глиносбразогаппя под влиянием продуктов распада тканей ошер-ших растений и синтеза полых органических вецеств в осадках различных фадиальных типов. В свете представлений крупных ученых -хи-»ликов в области исследования OB различной природы - А.П.Виноградова, Й.ВЛМвэ, В.Е.Раковского, Т.А.Кухаренко, Ф.Шеффера и Б.Тльрт-ха (Sheffer, Ulrich), В.ЦдхкаННЭ ( Zichoann ), Д.Н.Д.Джоунся И

Дж.Р.Валентайна (Jones, Valleutyne ), Е.А.Паула п Е.Л.Шшздта (Paul, Schmidt), Д.Дж.Р.ГркНЛЯНДа (Greenland) Ц др. процесс 6liO-хшкческого разлоЕэния растительного материала (гугщфпкация) в це-раод торфогенеза сопровождается образованием и шсвобоядениаи в окружающую среду значительного количества простых, очень роакцион-носпособных соединений. В частности, возникает хорошо растворимио в воде пизкоиолекулярные органические кислоты (щавелевая, масляная, уксусная, уроновая, муравьиная е др.), аьшнохжслотц, фозолн, соединения различит углеводородов и ьи.др. Образуются елсоксазсдс-кулярнш сложиопостроешше гуминовыв вещества, являющиеся продуктами синтеза более простых органических соединений. В процесса разложения растительного материала возникают газообразжга продукты: углекислый газ, ешзак, сероводород и матан. Обгшрние литературные данные (К.Ю.Ванаг, 1958; В.В.Белецкий, 1968; Е.И.Соколова, 1968; В.Х.Хуанг и В.Д.Камер, 1971 и др.) экспсрямонталыю покачивают, что все органические кислоты, разрушая хядшралы, дараводкт в раствор щелочные и щелочноземельные эламита, ир9;п;оглслоту, жв~ лазо, алшиний. Подмечено более сильное разделение минералов 1шоло~ таыи при наличии бактериальной флоры, чем в условиях стерилыш-х. По мнению М.М.Кононовой (1963), В.И.Пономаревой п А.И.Рагшд-Задс (1964) разложение силикатных минералов гумусовыми кислотами сопровождается разрушением их кристаллической решетки, на оойобшее того, что в раствор уходит кремний, алюминий и келвзо. Охарактеризованные данные экспериментов удачно раскрывают качественную и количественную стороны процесса шноса элементов из глшералов при взаимодействии их с органическими кислотами и разъясняют до некоторой степени вопрос накопления и перераспределения разашзаг элементов в земной коре. Однако, результаты экопэрндантов не conpcsos-даются исследованиями остаточных продуктов, имеющих прямое отнозэ-ние к переработке минерального вещества в различных фацзалышх типах осадков, содержащих гушфицирухвдйся раотнтелышй материал. В овяаи с этим автороы на качественно новом цэтодичооесы уровне вослед овались процесса диагеиетического иннерелосхЗразования, расшифровка сути которых явилась частью еще открытых кардинальных проблем современной литологии. Для исследования в этих целях выбрано глинистое вещество осадков перечисленных кгле областей торфона-коплания, которое, такав как и оргаиичеакоа, наиболее инфоцштив-ио, вследствие необычайно высокой чувствительности к фивкко-хиаи-ческоыу изменению среди, его вахоронившэВ.

Изучено глтнистоо гепсство осадков по болпо 100 скгяляпач sopNnceirrc оглетяппО Колхкдн, &шшшо>1 Куй» л Ялоггдц. В полом прсг.г,"ъ"гзиро:.гл!паЗ ».гат?<ргал состоял гз га»?.гм ^ягоетлычт типов соод1-.ов пэ ropjrnnix болот, зарастаниях сзпряих гаюемов и озер, русел п поП>! ре?: до осядпоэ эалзвов п пряброгло-лорского м?лт?ого-дья. КогднЛ ига контролируется колтпоствсп гутт^птетррЕитого р»\с-тптолъпого ;:1тог:тата, стопеим» его разло.тештя и боттпгтоскттн составе-,! боло пи:: гэногзцяП. Одпя аз н™ пролстп-д.т'пгг ал«гг"гзттот> Я глпнистао осгздкп с пржгесыэ различного тсолетсстгя дрввасного я травяного г аторлала с посттолпнигогоЯ и прсколлпггптопоЛ структур?!"! ого ОБ. Друтпэ являются дрэвесшс.и л траглинти посттчлтаптотагки п праполяляятогутп торХа'тп о tg-.тл вла шшл ко.течостеттп глинистого глтэрлалз. Детальная тапсопогпгя, хагпягэрлстпка гзсествостюго со-стаса оргакплосг.сго п гллпгстого гаториала гнг:<зп<эрочясл«тишх ашшг тжсз ссрдяоз прлгодятся а статьях (27,33,30,39,55,56), в глде itoToptcc пгзлгся плявстращлт, похяззкшдоз нетглспут) зя^псп-::ость фазояого состага глин по дпБрактограмюм от фащталыпк тппо? ссздлоз, слаглг"чл-т палязв рпзроза торглтшх awr^e, тклтлч лочву п ;гроп.-и. ГЛтодпкэ г-долспнл гляпстсЗ фракция из осадков, сильно ссЗсгслсп;:::;: ОВ, в тем тлслэ н тормоз, яосвгг,ена спсцлалхгтал статт-л (¿0). Пзлолопплэ в пол jnToptrora с учотсм шогочислешшх публткаляЯ позволяет утгзргдать, что лрл гтзборо г.птода получения глтнтстоЗ и-ргацлл л с? оллстгл от 03 псобтодг!о прогдо всого определять фнп-слхллЗ тлп ::солз,туевого осадпа, а в связи с stem обратить гпсанпо га щ>одполагагпуи сисц;:т:и;у глнзральпого ссстагд глаялстсго гсэдст-тл в лсм. Orrroij ллль, что ?:зтсд получения гляписгсЛ 5ра:ллл1 с по-гхгдьп особого прибора нлзяотегяоратурлого озоллтеля, предлезезпогп 2.Глг.ско7торс?1 (Gluokotcr, 1365) прзг-'энятольно к яягеннкм угле.», для ссатисоз зола дгагопоза езяьзо обогацонпих GB, в том числе л торпоз, слагался в дсстатолнсЗ ггврэ лоеттет. Гллпистоо еодостбо по-слсдсгалсоь с пепояьэ ксгялопса r/эгодов: оптического, рвптгеяо-отрт^ттрпого, глгта л оямюрешгой гаяроскошга.

Гллтгтст;?о ;.тлпогзлч п пл связь с фапяяга осадко-п тогфо-паяоплеппя па щялторч отлолдплЛ субтропиков Колхядп

Для г?яспоягя стзпсгп порорпботйз гллипешх гпторалов я длпа-irrticr nt"3UGiirn its сгртгггтр з ргзлхппп: ?здгальнхс totos осадков и™сло глгзгетеэ г?цсстго, трзлсссрторусгзсо рокглтл (С:глгт, Ппг7-рп, Хсбл, Ртгслл, Супса П Г!30ПГХ др.) о лсточплгл ППТППЛ В С<5-гзсть с"дг:оптшсз, г.оторсо предотаалзпо 1отарзх-дсг.п:'.:!??зтяса ел?-

сью хорошо окрнст&шшзовашшх минералов - каолшштса, елэхтитсы, хлоратом и гед.юслвдой. Гаяснилось, что наиболее близкими по шна-ралогическсыу составу к неоущайся реками пути оказываются глинистые осадшг фаций зараотащих озерных водоемов (33,37,30,39) с ОБ любого ботанического состава в количестве ыоиеа 10$, т.е. глены здесь как бы наследуют состав исходной мути рек. Далее в ряду, начиная с фации глшшетих осадков зарастаквдх озерзшх водоемов до гумусошх осадков как древеепше, так и травяных болот, т.о. по ме-ро увеличения гушфиццрующегося растительного материала в осадка той или иной фации обнаруживается все большей преобразование !ц разрушение наименее устойчишх в условиях болотного рааа-а ыжшралоа первичной тонкодисперсной мути. К их числу относится превдз всего смектит и хлорит. Прослеживая историю существования смектлта, по мере увеличения в осадке 0В любой структуры (стопонк разлезшшл растительного материала) и ботанического состава, его изменение проявляется чдщо есого в увеличении ыенплосксетного расстояния до 18, 18,2 и 19А при насыщении препарата глицерином. Таг., пащшер. в екгхшшо 107 Печорского месторождения (33, фиг.З) саектнт в осадке с содержанием ОБ около 2% имеет ыехш^оокосткоа расстояние 17,7 1, шракенное четким пикоу. В глшшстоЯ фракции осадка с ОВ около 15$, смактитовцй рефлекс смещается до 18,2 Еря содержании ОВ 45,6$ в осадке рефлекс снедается оде больше - до 18,9 а затем в типичной древесном торфе с зольностью 18,4% сысктит разрушается полностью. Массовый анализ фактического иатернала в целей ноказньаат, что переработка сыектита,в осадаах по иэра увэличония объема растительного материала любого ботанического состава и степени разложения от телянитовой до коллшзитовой струг, тури ОВ, оо-провоадается уменьсениеу его количества н полного иочозносизця з глинистой фракции торфов с зольностью менее 35*. Процесс рааруЕт,-ния смектита не сопровождается появлением на дифрактогра^злах нл-ких-либо смониянослойных фаз. Его кристаллическая ропотна разругается сразу в условиях торфяных болот (рН 5,0-^4,5). Это подтверждается иошиашшы содержанием в химическом соотаве гдсгагстой фракции торфа аморфного кремнезема, иногда появлящвгося в виде еаполна-ния остатков клеточных полостей в раститолышх тканях, появлением свободного глинозема, оллофана, а тагао часто нокото^щ; увэлгчбна-еи каолинита по сравнению с его количеством в походной глина (33, 27). Ьозможность извращения снектита в каолинит в условиях торфа-них болот подтверждена экспер^онтально (32). Причем процзео разрушения трехсл ойного минерала с об]язошниеи каоянинта в деятель-

пом слоэ торфяного болота протекает быстро в течение одного вегетационного поргтода.

Процесс синтеза каолинита из продуктов разрушения глинистых гашоралов, привносила в торфяник, зафиксирован В.Л.Ковгигагам (1935) на приоре ряда белорусских торфяных массивов, в частности Хоревского, характеризующегося шсокоЯ проточностыо. Этот факт ПОДТЕОрЯДаОТСЯ П ДРУПП.М ИССЛеДОВаТеЛЯ?ДТ (B.Keller, 1970).

В хлорпто по !.:оро увеличения в осадках биомассы независимо от во ботанической принадлежности и степени разложения отмечается законспорное увеличение ворткулптовнх слоев вплоть до полного исчезновения хлоритовых и возникновения вновь образованного вермикулита. Процесс стадийной трансформации хлорита в верликулит просле-глшотся во многих разрезах торфяных пластов Колхиды. Например, в кобулетсяой скв.130 (33, флг.5) дафралтограгм&ми фшсспруетсл появ-лелпо целой гм.сы матастабпльлшс смэшаннослойннх глинистых минералов хлорпт-Еердщглпхового типа с сирокпм спектром соотношения хло-РЛТ0П1Х л Еор.пжулптошх СЛООВ В зависимости ОТ СООТНОШЕНИЯ минерального и органического вещества в осадка данной фации. В глинисто)! фракции тшячяого торфа о зольностью около 30$ хлорит поллос-тьп прообразуется в вормтеулпт.

Процесс раэрупелия сглоктпта и трансформация хлорлта в фадиаль-I¡их рядах от озорной ллл поПиенноП глины до торфяных болот дрегэс-лого и травяного типов сопроводдаотся уменьшением в химическом составе глинистой фракции лэ.тзза л пагния, которые, являясь составляя элементами кристаллической решетки этих миноратов, шовобат-даются п переходят в раствор, обогащая воду, насыйакцутз торфяник (33, табл.3).

Подмоченное относительное увеличение содержался касшгнпта во гшогпх рззрозах торфяных пластов по моро развития процессов торфо-сбразогалил, а тагсго возможность ого возникновения из смектпта в процессе эксперимента в условиях близких природного торфа подтверждает устойчивость этого !гплорала в бслотлоЗ обстановка.

Если сравнить состав минералов глинистой фракпли осадков близких по соотношению в них минерального и органического вещества любой прпроды, то пе трудно убедиться в том, что при малом содержания растительного гатэряола (мопео 35^) в осадке данной фации интенсивность преобразования глинистых минералов зависит от степени его разложения (33,38). Так во млогпх торфяных пластах минеральный состав глинистой фракции осадка со слабо разлозоткым растяте-льлнм материалом d ноллчествэ менее 5% тоздествепеп составу fcход-

ной глшш. Однако при тон ш примерно содержании растительного ыа-териала, но сильно разложенного (коллинитовая структура) в составе глинистой фракции наблвдаются изменения в салактите. В глинистой фракции осадка с гвлинито-преколлшштовшл горком (ОВ < 35?) в хлорите появляются еермикулитоше слои, а с&з гелинито-посттеливито-вом торфе в осадке, хлорат оказывается неизмененным. Следовательно, более сильное разложение растительного материала при калоц его оо-дорхаани в осадке ускоряет процесс преобразования глинистых ыино-ралов. При значительном содержании гумифицпрован ного растительного материала в осадке той или иной фации влиялио степени его разлоза-ния ниЕолируется. В связи с этим в глинистой фракции торфов, состоящих из сильно или слабо разложенного растительного материала присутствуют одни и те ка глинистые минералы, но при условая, что исходные глины в обоих случаях были шноралопгчаски тоэдественны.

Определено влияние биогенного фактора на переработку глинистого вещества, что вырадается в интенсивной разрушении слзднстых ци-нералов под влиянием кивущих ва болота фптодезозов, нугаазцихся в потреблении калия. Стало известно, что острей дефяцат кгизш в ризосфере болота восполняется способностью растений извлекать его кз глинистых минералов и правда всего слэд в гндроелвд (В.А.Ковалав, 1985)., расшатывая и разрушая таким образш пх кристаллзчеыогю структуру (Д.Ф.Сатклифф, 1964).

Это особенно наглядно проявляется на торфяных пластах, слсгонных торфами из тростникового в древесного исходного штерпала, но примерно близкой зольыости и одинаковой структуры (степени разлогв--ния). На примере торфяного пласта Набадского иастороддоася (Кол£3-да) (33, фиг.6; 37,38) четко фиксируется ободненыо гцарослюдоЗ глинистой фх^акции сильно зольного тростникового торфа по сравнении с глинистой фракцией древесного торфа той га структур и близкой аодь-ности. Оставшаяся часть елвды в глинистой фракции тростникового торфа оказывается деформированной и очень неустойчивой. Озт почти полностью разрушается в соляной кислоте, рефлексы еэ характеризуются нечеткостью и часто диффузии. Сладвстие запорола вз глинистой фракции ольхового торфа нерастворимы в соляной кислоте и обнаруживаем предельно четкие рефлексы. Наблюдения под микроскопом показывают, что каких-либо заметных изыояеиий елвд муоковитового типа в различных фациальных тинах осадков с древесным материалом не наблюдается. Очевидно, этот компонент первичной обломочной мути устойчив в условиях болотного режима с древесным фитоценозом. Но пластинки биотит а в аналогичных условиях обосцЕвчиваютоя, набухают и

расщепляются по спайности, что, по-видимому, отражено на дифрак-тограчмах появлением эпизодических смешаннослойтшх фаз с рефлексом 9,0 Сиоктпт из глинистой фракции сильно зольного тростникового торфа проявляет также тенденции к растворению в соляной гатс-лото. Сравнение хтппеского состава поли тростника п ольхп, растущих на этом же болоте, указнваот на розкоэ преобладание калия в золе тростника (20-27^) в отлично от золы ольхп, в которой его всего лишь 6-9$. Коэффициент биатогпческого поглощения калия у тростника II, а у ольхи всего 3. Могло утверждать, что одной из причин разрушения слад в названном торфе из тростника является припизнетт-ноэ потребление км мог.слоевого калия. Возможность разрупэпил п из-мененпя глинистых мпиералов биогенным путем подтверждается экспе-рлмзнтатънимгг работами М.М.Мортлзнда, К.Лаутопа и Е.Ухари (.Portland ct a.l., 1956 ), Р. Я. Бло вин с см, X.ХоловаПтуксм и Л.П.Билдин-гем (Blcrinn ct al,, 1970) и наблтопилт.чт природных объектов В.Л. KcBazcv.ii! (1Й35).

Есэ изменения глинистгес мштралоп в фадналъпнх типах осадков торфяных болот сглзанн с кислотностью их среди. Наибольшая переработка исходной глтш отаочаотсл в фстгаи гупусогчх осадков торТ-твит болот с кислим знаттелом тН я пределах 5,0-1,5. В этих г.о фациях, гак показитст гпесогтл гшалпз собсттоиного гатортала по Костило, фиксируется п болт-гая спорость преобразования терригонинх глин по сравнению с отмечоппнми в 'Тащтальшпс типах осадков с иобольсоЗ пря-госъя рспкдислнс'спссобнсго ОБ. Тэк, полегпетго в оснотачтт торфяных пластов озортшо, a raitto л noSmmnto осадки с содертанпеи ОБ 2-6%, пмотно возраст болео 6 гас.лет по радиоуглероду, наследует полностью комплекс гдякстйх минералов исходной г.танн, в то вротта гше в сопрс.мошшх слоях торфа с возрасте?? 100 лот и менее отмечается полная переработка »плюрального состава глину, поступавшей в болото с водосбор?.. Отсг/па еце болита становится очевидной опре-долгпэтгзл роль фациалтого типа осадка п процессах ьятаралообрапога-пия гоебцо в период диагенеза и органического гощеетт в частности riu: ускорите": пппоральнс:! перестройки торрптенннх глпн.

Пологошюо позволяет утБорлдать, что направленность :т интенсивность процессов Еидс-измопония облсмочвнх минералов глтщ, а тагс-г.9 форгчтсогдпио п парелдонио нота;: фаз определяются, при прочих равных условиях, количсстес-j реакционпоспособпого растительного шторпала в осадно данной фация, стопопьп его разложения и бота-ютоеззд составом аяциих болстнггх гоиоряпдй. Все тря фактора, гаа-В?{ОД0ЙС7В7Я шзсг собой, в су???э определяют ларагэнезн мзиералов

глин, образующих генетические комплексы, присущие наздому данному фациальному типу осадка (33, табл.1; 38,39). Вместе с тем шнераль-ние парагенези в комплексах в значительной мере зависят от первичного состава исходной глшш и ее изменений в процессе транспортировки. В связи с этим, не зрелый терригенный штериал с широкий набором глинистых шгаералов как в области торфонакоплегшя Колхиды, обеспечивает широкое развитие процессов разрушения, трансформации, образования ношх шгаералов в соответствии с фащгалышн типом осадка. Благодаря этому раскрывается отчетливая закономерность, выра-ашдаяся вначале в обогащении, а затем в обеднении и обновлении минерального состава генетических комплексов глин в налравленпи от фацпй аловрито-глшшотых осадков пойм и озерных водоемов до фаций гумусовых осадков типичных торфяных болот. Так в глинистых осадках озерных водоемов с содержанием ОВ от 2 до 5% сохраняется четырех-кошононтний комплекс минералов исходной глшш. В глинвсто-гуцусо-вых осадках древесных торфяных болот состав глины становится шес-тнкомпонентныы за счет появления мотастабплышх шеталпослойных фаз. В древесных торгах из комплекса шпадаэт смектит и хлорит и появляется вермикулит. В травянистых торфах комплекс становится двухкошонентниы каолшшт-ЕеринкулитоЕШ вследствие разрушения слюдистых минералов в связи с потребление!! растениями калия. Представленный процесс сопровождается общей амортизацией глинистого ващо-ства и изменением его структуры от чешуйчатой"у первичной глшш до колламорфной, наблвдаьмой в торф;о под микроскопом. Тшош образои обнаруживается четкое разграничение состава комплекса глин "контрастных" и "нейтральных" фацпй, присущих областям торфонакоплония типа субтропиков Колхиды в условиях Рпонского подгорного прогиба. При этш в "контрастных" фациях состав глшшстых минералов в оопов-ной новообразованный, а в "нейтральных" - унаследованный.

Глинистые минералы и их связь с фациями осадко- и.торфо-

наконленяя на примере отложений области торфонакопления

тропиков Западной Кубы

Особенности гидрохимии среда области осадко- и торфонахошю-IIия Западной Кубы, обусловленные прямым воздействием трансгрессирующих морских вод на прибрежные торфяные болота (отсутствие берегового вала), а тякдв поступление в область седиыэятацни о дата-ритних кор швв1ришния зрелого терригенного ыатвряада, обогацэн-ього окислами кремния и алшиния, определили специфику процессов диагвнеаическ'Л'о шш&ралообразошшня в осадках различных фаций

этого региона, расположенного в условиях сезонпо-влагашх тропиков. Это прежде всего обусловило пптенсивннй синтез каолинита в гумусо-шх осадках торфяных болот, исходными продуктами которого явились указанные выше аморфный кремнезем л свободный глинозем. Лутигепноп происхсддение каолинпта подтверждается под микроскопом благодаря ого выделении в торфах в виде крупных, нередко обилышх включений в фор,те заполнения пустот меэду растительными тканями и остатка!,т полостей их клеток, пмеюздпс мелкозернистую гомогенную структуру глпнн (37,39,52). Из этих г.о продуктов иногда синтезнруется п смек-тпт, образующий довольно крупные коломорфные бесструктурные выделения оранжево-бурого цвета, которые фиксируются четко под микроскопом. Однако этот процесс обнаруживается только в почвах малгро-шх торфяных пластов, развивающихся по алеврито-глшистым осадкам приустьевых частей русел рок, подтопляемых пагошгымн морскими водами (скв.68) дли по осадкам прпбрежно-иорского мелководья (скв. 93), имеющих в обопх случаях повышенное значение рН (6-8).

Часто в торфах встречается новообразованный опал, отмеченный В.А.Ковалевым (1985), кварцит, а такго бемит, который проявляется отчетливо на дифрактограммах рефлексом 6,05 л, и нередко в пиптфах в виде аутлгенных глобул (сквЛ62, 156 , 90). Па примесь бсмита в глинистой фракции современных торфов имеются указания Дя.Худига и др. (Нис115 et а1., 1964).

Поступайте с кор шветрпваппя глинистые минералы: каолинит, вермикулит, гидрослвда-смектит в область торфонакоюгепия характеризуются устойчивостью в условиях болотного рокика п основной костяк обломочной первичной глины, как правило, прослвгшвается красной нитью во всех фациях осадко- п торфонакопленда, начиная от алеврито-глинистых осадков озорных водоемов морского поборелья до гумусовых осадков торфяных болот включительно. Поэтому процессы разрушения минералов глш п трансформации в контраст!гых фациях обычно не отмечаются. Хотя хлорит, посаупшшдай иногда в торф с суш в составе терригонной глины, трансформируется в хлорит-воршку-лпт н вермикулит по принципу, установленному в Колхиде, однако этот процесс наблюдается только в торфе с сильно разлояенинч растительным материалом, т.е. имеющим проколщптптовую структуру 0В, облада-щим свойства«! препятствовать пронпкновошш морских вод в соответ-ствувдие участки торфяного болота вследствие трансгрессии Карибского моря. Б случаях слабо разложенного растительного материала в торфе, т.о. имеющего телипятовую структуру ОБ, хлорат сохраняется

б первозданной виде в связи с возможным водообменом болотных вод п вод трансгрессирующего моря, обеспечивающего подцвлачивание среди гумусового осадка, благоприятствующей для его существования (39; табл.5, скв.152, 162).

Сравнительный анализ процессов глинообразовация торфоносных отлоиешш в Колхиде п Кубе свидетельствует о там, что степень зрелости первичного терригенного штернала влияет на характер процесса гливообразования и на скорость его течения в различных фашальных типах осадков в областях современного торфонакопленпя. Иноег значение и подток морских вод в процессах глин ообразо ваши, однако в гумусовых осадках торфяных болот в сочетании со степенью разло-сеппя в них растительного штернала.

Выводи по истории существования минералов первичных глин в ряду фаццалымх типов осадков Колхиды ц Западной Кубы раскрывают в коночном итого единый неуклонный механизм процесса их переработки и синтеза, направленшй на формирование стабильных иономинеральпых каолинитовых фаз по моро накопления и разлоаония бис^ссы при тор-фообразовании. Это дает право на создание принципиально новой подели глинообразования областей современного торфонакопленпя, со свойственными ей законоцэрностяыи разрушения, трансформации и новообразования минералов глин, обусловленных составом и структурой ОВ и его концентрацией в различных фацналышх типах осадков.

Таким образ он тлелся путь объяснения непонятных ранее причин, но известных фактов различия состава минералов глин в углях и сопровождающих их породах в угольных бассейнах и месторождениях различного возраста, в тш чнеле и древнего (Л.С.Алексеев, 1960; Г.М.Дувдшш, 1361; Х.Гласкоутер, 1967; Я.Э.Юдовэт, 1978). Подчеркнутая историчность установленной модели позволяет говорить о принципиальной общности процессов глинообразоваяия в областях торфонакопленпя независимо от их возраста и об универсальности определяющих их факторов. Этот новый вклад в теорию образования глин приобретает глубокий смысл при расшифровке и. объяснении многих геологических явлений, например, механизма концентрации и рассеивания химических элементов в земной коре, поскольку, как это известно но литературе, нх геохимия во многом определяется перестройкой минерального, в том число и глинистого, а также и органического вещества, форнирувдих осадки тех или иных фациалышх типов.

Рыяалешшо закономерности фпршропалия состава 0В в областях сов] именного и древнего тор^онпкоилении н ш-о изменений в ранней литогенезе и условиях Г'.-нтинент'ж, яки.чиг.ь мотчпичоскоИ основой

исследований OB океанов и морей. Имея единый источник происхождения в обоих случаях - стено организмы биосферы, однако неодинаковые палеогеографические обстановки гвсгообигалпл опредолплп различия в пх ллзнонпых фортах, а в связи с этим и типах шоссилизиро-вшгпого ОВ соответственно гумусового п сапропелевого ряда в широкой их понимании.

Положение 5. Для петрографического состава ОВ меловых "черных сланцев" севрсгепшх морей п океанов характера гтиг.ропс^шо-Пенты, аналогичные встрочатщипся в ОВ гутлусогнх и сапропелевых утлпх. В соответствии с разработанной классифтсацпой, по мосту В031ШКП0Е8ШГЯ агд разделяются на сппгеннне п алло-тигешшо. Только сингсшпю гяпсрстюпгспепты являются индикатора' m стадий литогенеза "черти сланцев". ГГо соотношению гу-riycorxx п сапропелевых пнкролсгшопоптов выделено четыре генетических типа ОВ, пале ого ографичсски связанных с разлтгтнттн зевами прз(5регночлорсг.сЯ содпгеятацля. "Чернив сланцы" с irpe-KTîyr.ecTEOHUO гумусог-чм ОВ в сочетании с показателя:,тт пх низкого постсодЕггантацшлшого преобразования рассматриваются кал. потоглшальпо газсгл1тсршсдне годил, а с преимущественно сап-роползгсгл! - потзпцгалызо яо^тпяторяпкав татя. Гспезпс "icpimx слопцов", сслоавппЯ с зспп:п ггэлксвсдноВ и отпссптв--Льпо глу б oit о и сдп с Гг прибрегзго-чторспой седиментации, является свидетельство:.! отсутствия океанов в головое вретл па территории их глобального распространения.

В. огачостЕзнпсП н зарубогзоп литература в последнее десятилетие появилась многочисленная л все пробнванцая игфориацпя по ххгчга, гэолпкип п штрографдчеег.оглу составу ОВ порей и океанов. Тлеются глогочпслоянне данные о закономерностях ого распределения на плеща -да акваторий, но валовому содерллншз в осадках. Приводятся сгедо-ппя по оцонкэ цефте- п газсиаторпнского потенциала. Однако еще пет достаточной информация об исходных организмах ОВ л изучении пх в связи с палзогеографпчесяшлт обстановка»,га морской и океанической содкпонтацнл,. сбъясняпдпх гонознс захороненного 03 п особенности

ого постседст£9нтацпопного изменения.

В общем комплексе псследсЕаппЗ автора по даппсЗ проблеме упл-калышл объектом явились полны о разрезы (от десятка до нескольких сотен метров мощности) г,слотах, в основном апт-алъбских и частично сенсгансгах "черных сланцев" Атлантики, Тихого и Глтдл;"ского

океанов по материалам э/с "Глошр Чоллендкор" (50) районов: Капской, Ангольской котловин, котловшш Зеленого Мыса (Ккная Атлантика), Бискайского залива (Саверлая Атлантика)^ плато Фолкленд, Блейк-Еагаыскчц впадины, Берцудских островов (у берегов Юзной и Северной Америки), поднятия Хесса и гор Маркус Ноккер (Тихий океан), а такао западных берегов Австралии (Индийский океан).

Широкое распространение в осадочном чехле океанов "черных сланцев" и их приуроченность в основное к меловоцу возрасту позво ляет рассматривать их как глобальный этап в истории океанической седиментации.

Высокие концентрации (до 30$) в "черных сланцах" ОВ определи' ли возможность применения широкого арсенала мотодов их изучения п сравнительного анализа выборочной информации, полученной по друге осадкам, шецащих их. Для изучения СВ "черных слшщев" автор, в отличие от других исследователей, использовал метод детального дщ толого-фаццального анализа, в комплекса о углзпетрографичесшйщ, физическими, химическими и физнко-хншгческиыи исследованиями.

Метод утлепзтрографического исследования ОБ, зарекомендовавший себя в угольной геологии, является наиболее надеанш и информативным. Высокая разрешаю^ способность метода позволяет о.достаточной точностью и дифференцированно, Б отличие от других ноте дов, познать микрокошолентлый состав, первичный исходный штерл-ал, способ накопления, происхождение и поотседпментаццонные изменения ОВ "черных сланцев" и океанических осадков в целом.

"Черные сланцц" - это сишвковато-серце до черных глшш п ар гшмшты, часто алевритовые, то менее, то более карбонатные вплог: до известняков, горизонтально- или линзоваднослолстые, нередко с ходами илоедов, фауной, со свойствам раскалываться на плиткп по наслоению, слабо измененные в процессе катагенеза. Термин "черни сланцц" таким образом но соответствует оутн объединяемых пород п автором принят условно (43). По этсыу поводу имеются замечался п в литературе (у.Е.Зиапаоп, Е.Б.Тоигге1ог, 19701 Я.Э.К&ОВЗЧ

Ц.П.Кетрис, 1988).

Петрографический состав ОБ "черных сланцев", шкрокоило-

ненти и их генетическая класс^цкация

Выяснение петрографического состава ОВ "черных сланцев", характера его превращения п последующего изменения в условиях ег роедашеВся океанической седиментации является новым разделам р бот в органической геохимии. *

В петрографическом составо ОВ "Черных сланцев", которое автором било изучено одним из поригс в тонких двустороннеполирован-пнх шлифах, в продуктах мацорацпи и концентратах, обнаружены в основном мтткрокомпоненты, апалогпчтше встречащпмся в гумусошх и сапропелевых углях, а такяо л в торфах (41,43,44,48). Поэтому для пх обозначения использовала углепотрографпчоская терминология, о которой пеодпократпо говорилось шие и которая в прпнцпло обдопри-знаяа. Вияснплось, что стадия седиментогонеза "чорпых сланцов" характеризуется изменением исходного биогенного материала в направления развптпя процессов голефякацяя, в результате которой возникла в них широкая гамма гелофяцировашмх Ютфокомпоноптоп от форменных элементов до различных видов "основной массы" включительно.

Комплексное утлопетрографичоскоо псслодованпо "черных слаг цев" в связп с палеогеографяческшля обстаяовкамп пх накопления, а также п других осадков глубоководного бурения судна "Гломар Чол-лендкер" (45) дало возможность предложить схему гонетячоской клас-спфпкацпи шперокомпононтов ОВ морских п океанических осадков. Не останавливаясь па характеристике отдельных таксономических подразделений, которая подробно изложена в статьях (48, табл.1; 50, табл.1), обратим особоо внимание на аллотигошше и сингешшо микро-пемпоненты гумусового ОВ, возшшювонио которых соответственно связано с осадками континента плп океана (моря). Разделение этих мя-крокомяононтов яме от глубокий смысл для понимания процессов провра щеняя исходного материала в условиях морской л океанической седиментации, а такао для правильной диагностики стадпЯ литогенеза ОВ и осадка в целом. Только сиигешше мякрокомпонепти гумусового ОВ, в частности гелефицпрованная дровосш1а - вптринит, являются индикаторами стадии литогенеза осадков чехла океана, в там числе п "черных сланцев", в то время как аллотпгешгно (внтринпт, фюзянят) характеризуют стадии литогенеза осадков на континенте. Поэтому для получения правильных выводов по постседямвнтационпой эволюции СВ, а также прогноза нефтогазопосностя и палоотеыпоратур необходимо безошибочно диагностировать спнгешшо гумусото мякрокомпонепти, которые обладают комплексом достаточно ярких признаков, подробно охарактеризованных в шшоуказшпшх статьях.

Сапропелевое ОВ "черных сланцев" является типлчшш автохтонным и сингешшм образованпем. Для его состава характерны мпкроксм-поионты: альгиннто-таллошт, являпдийся остатка!® водных растений, еппро-коллянпт - продукт распада гидробнонтов, в тем числе ^пв-ст-тх, включая я продукты кх жизнедеятельности.

Исходный ыаторпал сапропелевого OB

В процессе разработки классификации микрокомпонентов OB автор уделил особое внимание изучению исходного материала альгинито.-талломита сапропелевого OB "черных сланцев", определение которых имеет отношение к разработке общей проблемы генезиса "черных сланцев" и их нефтематеринскому потенциалу.

Исследования показали (5), что некоторые представители исходного материала ыикрокоыпонента альгинито-талломита легко определимы и относятся к водорослям тасманитес и ностокопсвс, а также цио-таы динофлагаллят (Davey, 1979). Однако большая часть иа них принадлежит к неизвестным в литературе фораамт что потребовало их специального изучения. Для них характерна оральная или округлая форма телец размером от 4 до 20 микрон. Они нмают четко выраженную оболочку, видимую как под микроскопом при увеличении 1000 раз, так и в продуктах ыацорации. У многих из них отмечается зернистая или как бы сетчатая структура поверхности. Они устойчивы и не или слабо поддаются разложению, не растворяются в соляной и плавиковой кислотах п не окисляются перекисью водорода. В их элементном составе шсокое содержание водорода (до 8%) и повышенное атомное Ц/ С (1,3-1,25), Это говорит о значительной роли липидов в их веществе, что подтверждено данными комплекса химико-битушнологических и физико-химических исследований (5,43,46). Под сканирующим микроскопом они сферические, полые, имеют хорошо оформленное устье, гладкую или с различной орнаментацией поверхность. По признакам они сходны с цистами динофлагаллят - одноклеточных планктонных микроскопических водорослей. Тш не менее форш полностью аналогич- • ные, наблюдавшиеся автором, не встречены в опубликованных статьях и монографиях микропалеонтологов Т.Ф.Возжешшковой (1967), Д.Хаби-ба (Habib, 1972), В.А.Сержанта (Sarjeant, 1974), Х.М.Болли (BoUi, 1978), Д.Фюттерера (Hutterer, 197ö), Дж.Л.Вильяыса (Williams, 1970), К.Дж.Да вея (Davey, 1979), Д.Манна (Hann, 1979), СЛДюллера (Uuiier, 1979) и многих других. Это дало автору право детально описать встреченные фор.ш под ноши родошм названием Organo-gXobuia, подчеркивающим органический состав их стенки и характерную глобулярную форму тела (5). В составе рода установлены виды

OrgaiiogloLuXa uiewieri gen. ut bp.iiov,, O.arkadievi gen, et вр. nov., 0.zheaduznlkuvi geu. et up. «uv, , 0. tiuol'eevi gen. et ep. (luv, , O.JablukovL gtn. et up.nov. , O.uuuniovae gen. et ep. nuv.

и MHoriio другие. Основными критериями шделения видов являются

размер тола организма, характер орнаментация поверхности стенки, тлело устьев, их располокение, размер и очертания. Эти ряда характеризуют ярусы мела от апта до сенсмана включительно.

Описанные органоглобулы являются основным исходным материалом сапропелевого ОБ "черных сланцов" мелового возраста, на долю которого во многих случаях приходится шеокал (до 33$) концентрация, принадлеглаая почти полностью гол (скв.367,368 котлогапга Зо-лэногоШса). Онп встречаются такло и в рассеянном состоянш в мо-лошх карбонатных глинах и мергелях у западных борогов Испанской Сахари (скв.364), борегов Глрокко (cicb.370), в районе Марогасанской птодшш (0103.415, '116) и многих других осадпах Атлантического, Тихого и Индийского океанов этого возраста. Такое глобальное распространите органоглобул, ограниченное меловым временем, определяет из стратпгра'пгтесксэ значение, а особенности вадоствснного состава лод'юр;"шают нофтс:птеринскоз начало.

Изучотю маярокемпепентпого состава ОБ "черных сланцев" б нолем показало, что спо представлено чотиртмя основпнмп гонотшюски-г~т типа*"I (4,<13,49,50).

I тип - нрогмуцостгоипо гумусовый, состояний из голсТициро-гзнинх, голсТг-лештатрогагапк и фгаоппзпрсваннпх гтпфсксмпопептов (ипч праглло, iTpaxi.'OHinpnoS размерности) п различных колтоствон-пн.т соотнеггопна* с лрлмосьо сопро-гумо-кохтнита и сапро-ксллипи-та в качество акцессорных ганрсксглюпонтсв, примером которого мо-слупить спв.'!02 з ЕлспаЗсксм зачиве.

П т?гп - нти?!*"упстгпнпо сапрополегчй, в котсрсм основу состав ляп? органоглсбулл (альгмшто-таллсмлт). IV;;ycon!9 микрокомпенон-тп в о тем типе (43,46), как правило, бываю? второстепенными. Этот тип ОВ сссбенпо apto пчра-оп в толг.о "черна елгишов" скв.367 и 363 котлогппн Белоного "пса, в глпптстсм но карбонатном весестге потергз: сргслоглобулл образуют почт сплезноЗ фон, нарзтаетшйся лппь появлением слоев с участас-м гуг?усового маториапа в виде го-легзцзроггштшх фрагментов с кутикула::;! зет Еклзленг;т::л полгатзЗ лнвотшпе организмов, а танпэ кссгей pió.

С! тин - сапротюлоснй с рээгог преоблэ^ткисм сапро-коллпвита, ерзлл которого рагнеморло распределяются взкггаепия органоглобул (альплшто-таллслпта) прл сстгл пелпем отеттстглл гу?гуссвсго торзалз (4). Тпп характерен только длп скв.463 в районе гор ?,'зр-кус-^оккор (Ttnrü osean).

17 тип - огзгошшЯ, соогокцзй нэ гумусопх п сапропэлонсс тлт-

о

крокошонентов, о некоторый преобладанием то одних, то других (50). Примером встречаемости этого типа могут служить разрази "чар-Hiix сланцов" скв.364 (Ангольская котловина), в которой ОБ смешанно о , с некоторш преобладанием сапропелевого материала в форш ор-ганоглобул. Тшске к смешанному составу прпнадлогшт ОБ "черных сланцев" скв.386 и 387 в районе Бормудского поднятия, скв.330 л 511 (плато Фолкленд) и рада других.

Бее четыре типа QB четко различаются по содержанию водорода в элементном составе и атомными Ц/С и О/С, благодаря чему кагдой из них занимает положенное ему место на диаграмме Д.вал.-Кровелена, широко используемой в'практике-геохимических исслодований ОВ (4, 43,50). Различия типов ОВ сопровождаются и битушшологцчесшлп особенностями их характеристик, которые контрастны у крайних из них. Так, сапропелевому типу ОВ, в отличие от гумусового в нзучешшх "чернше сланцах" свойственно низкое содержание петролойно-оф)цр:шх смол в составе ХЕА, преобладание в нем соединений алгфатпчоского строения, отсутствие ароматических структур, а таксо значительная протяженность н-алканов (46). с

При исследованиях площадного распределения шкроксипонентов шявилось закономерное обогащение "черных сланцев" салронолоиш или гуцусошм ОВ в соответствии с их фацеаяыюй пршздлоззюотыо по разрезу скьаашш и полокением в обцеа пало ого ографачоском плана бассейна седиментации. Подтверждением етого факта является фаццоль-ние профили "чернше сланцев", надршзр, по скв.402-А и 400-Л Епс-кайского залива, подробно охаракторизогаишо в "статьях (47,, рло. 2; 49, рис.2), а такго по скв.463-466 в райоио гор L!apnyo-Uoia;op и возшиенности Хесса в Тихом океано (4, рдо.26; 50,51).

Лптолого-фациальнив иоследованпя показали, что ОВ я "чорпк сланцах по скв.402-А, содержание которого колеблется от Q,42 до 2,6/2, относится к гумусовому типу с небольсой придесью сапропола-шх цикрокоыпонентов, a по окв.400-А в ОВ прооблодаДт сапрополошо, в той число альгшшто-таллсштошо (органоглобулц) цикрокемпонгшто, а гуиусоше находятся в подчиненной количеотво. Сопоставлонио комплекса генетических признаков "черных сланцев" по скв.402-А и ..' 400-А с различными типаш ОВ в них указишют на тесную фавдальцув ввалиосвязь того и другого. ivuycoujü тин ОВ б формо ftpaiUDHTOD-тканей и крупного аттрита в "черных сланцах" скв.402-А, в сочотат пин с обигащонлостью их террш'вшшм'иатериалоц, снадетельствуо'? о близости питащеП провинции на континенте. Ходи илоедов, гориааз-

тальноволнистая, линзовшшая, иногда косая слоистость осадков, разнообразная фауна в них, в том число обломков раковин моллюсков, остатки иглокожих, кремневых губок, говорят о молководности бассейна седиментации, в котором формировались "черные сланцы" скв.402-Л, а аутогенные прослои доломитов являются свидетелями осолопяющихся лагун. Следовательно, гумусогай тип СО в данном случав характерен длл"чврных сланцев" зогш прибреяно-морсксй седиментации. Преиму-щвственно сапропелевый тпп ОВ скв.400-А, состоящий в основном из органоглобул, сравпительпо малого содержания гумусовых микрокемпо-пептов, как правило, мелкоаттритной раз?герности, в сочетании с пел кшга частицами терригенного материала в небольшом количество, указывает на формирование "черных сланцев" скв.400-А в прибрехно-?,горской зоне, но более удаленной от линии побере^я. Преимущественно горизонтальная слопстость осадков, содоргтялх в значительном количестве остатки пашшрей диатшей и радиолярий, подчеркивает относительную глубоководность этой зоны. Следовательно, преимущественно сапропелевый тип ОВ оказывается характерный для прибрегшо-морокой относительно глубоководной и удаленной от берега зоны седиментации.

В районе возвышенности Хосса для "чоршх сланцев" зоны прибро~ но-морской мелководной седиментации в основании скв.465 характерен смешанный салропелево-гумусошй тип СВ, в котором хумусошй маторп-ал представлен крупными и мелкими фрагментами тканой в форме гели-пито-тел!шпта, а сапроиелешй состоит из органоглобул п сапро-кол-лпипта. Индикаторами мелководпости этой зоны в сквалаше являются: крупные обломки раковин бонтосных мелководпнх пелоцппод и острокод, а такне швогрелые базальты, подчеркивающие существование супст перед отлояенпем осадков "чертых сланцзв". Вверх по разрезу мелководная зона сменяется на более глубоководную и болзо удаленную от берега. Одним из доказательств этого является смена смешанного типа ОВ "черных сланцев" на существенно сапропелевый, аналогичный типу, который характерен для скв.400-А в Бискайсксм заливе. Для "черных сланцев" скв.463 характерен типичный сапронологай состав 03, обедненный гумусовым материалом. Такой тпп ОВ сочетается с почти полным отсутствием терригенних компонентов и обилием остатков панцирей радиолярий в вещество "черных сланцев", что позволяет продиоло-стть их формирование в зоне относительно глубоководной морской седиментации, прилогаищой к прпбро—ю-морсксй мелководной зоне, относительно удаленной от бероговой лтгаи моря. Таким образом, тип органического вещества мелет служить ттдпкатарсм палвогоографлчс-с-

кой обстановки формирования "черних сланцев", а также и других фацнальных типов осадков морской и океанической седпшнтащш.

Итак преимущественно гумусовый и смешанный генетические тшш ОВ "чершх сланцев" характерны для зоны прибресно-ыорской мелковод ной седиментации. Преимущественно сапропелевый - для зоны относительно глубоководной и удаленной от берега прибрежно-цорской седиментации, а сапропелевый - для зоны морской относительно глубоково ной и удаленной от берега седиментации. Анализ собственного фактического материала указывает в большинстве случаев на закономерную направленную смену генетических типов ОВ вверх по разрезам "черных сланцев" от преимущественно гумусового типа к смешанному и преимущественно сапропелевому, что фиксирует неуклонное углубление бассейнов морской седиментации по мере их формирования.

В целой в "черных сланцах" изученных районов Атлантики, Тихог и Индийского океанов преобладавшими являются типы Ш палеогеографа чески соответствующие зонам прибреяно-морской мелководной и прибре но-иорской относительно глубоководной и удаленной от берега седныа нтации. Это убедцает в том, что в меловое время на территории глобального распространения "черных сланцев" океанов ве было.

Постседиментациоввая эволюция ОВ "черных сланцев" по оптическим и геохимическим данным и их нефтегазсиатеринский потенциал

Результаты собственных исследований и анализ опубликованных работ показывают, что постседиыентациопные преобразования ОВ во всех изученных "черных сланцах" с естественной термальной историей ограничились стадией начального протокатагенеза по шкале катагенеза Н.Б.Вассоевича и др. (1975) в общей схеме литогенеза осадочных пород. На это надешю указывают низкие величины отракения . (й° та*) сингенного витринита, меняющиеся,'например, вниз по разрезу толци "чершх сланцев" скв.367, 368 котловины Зеленого Мыса от 0,35 на глубине 625 м, достигая 0,45-0,5$ на глубине 844 ы. Соответственно меняется и величина отракения альппшто-талломита (вещества органоглобул) -от 0,19 до 0,25$. Анализ этих.цифр показывает некоторое повышение величины отражения витринита и альгшшта с глубиной, что указывает на постседиментационную эволюцию ОВ иче; них сланцев" котловины Зеленого Мыса иод влиянием пало от емпе рагу-1Ы (43).

Низкая стадия катагенеза ОБ "черных сланцев" проявляется в

коричпевато-бурих топах сингенных гелефицировшшых микроксшонеп-тов, изслигпитном характере с остаточной волокнистой структурой без заметных признаков гомогенизации вещества. Эти выводы полностью согласуются с данными химического, хлмяно-битутнологического и струг.-турно-хроматографнческого исследований ХБЛ. Так, например, малая растворимость ОВ "черных сланцев" котловипы Зеленого Мыса в хлороформе (|3 ХЕА 2,80-4,21) и спиртобензслэ (д CEEA 2,01-3,05), смолис-то-асфальгеновый тип ХЕА, высокое содержите в составе ХЕА и всех его компонентов длинпоцепочечпых парафиновых структур и кислородных групп, преобладание нечетных алканов пад четпнмп (2,01-1,4), убеждает в том, что ОВ этих сланцев нэ внпло из зоны протокатагенеза и процессы нефтеобразования в нем практически еще не начались (46). Однако наметившиеся изменения в геохимических и физических параметрах ОВ по разрезу толщи "черных сланцев" котловины Зеленого F.üca с глубиной, фиксируемые увеличением содержания масел в составе ХЕА (с 5,80 до 7,601?), сопровсвдаемое уменьшением асфальтенов (32,58-19,96#), обогащение смолистых соединений углеводородными группировками (повшенпе интенсивности п.п. в областп 1380 п 1416 см-3 инфракрасного спектра), увеличение жидких алканов (от 3,0 до 13,0%),утгтшт, пенно коэффициента нечетиостп (с 2,0 до 1,4) в соответствии с изме-пенпед вышеуказанной величины отрашзнил витрпнпта п альпшпта от 0,35 до 0,45-0,5^ раскрывает наглядно постсодиментационнув эволтавто ОВ в направлении развития процесса нефтеобразования. Аналогичные за-копсмертосги обнаруживаются по сапропелевому и емвшагшому ОВ "черных сланцев" пзучетное авторш и в других районах Атлантики и Тихого океана (4,48г49,50), которые сопоставляются с результатами других исследователей,(B.R.Sinoneit, S.S.Scott, ff.G.Howe11о, 1972; J.В.Corner and Littejohn, 1977; J.B.Poreoaan, 1978; C.Cornfortl, •J.Rullkotter and D.Welte, 1979; J.ff.Kendrick, A.Hood and J.R. Cootnno, 1979э,0 п ДРУТЛе).

ГТостседпмептащтошые шзмонеття гумусового типа OB протекает в направлении тех хо закономерностей, которое раскрылись у сапропелевого ОВ "черных сланцев". Универсальность в направленности этих изменений видна из результатов химического и битумин алогического исследования гумусового ОВ на примере торфа, которые излекетты шго в токсте, а тазшэ анализа соответствующей литоратуш (Дя.Б.Брукс, Дя.В.Смит, 1967; В.Е.РаковскиП, 1971; D.bevthauoer, D.ïelte, 1971; H.TalchCTÜller, 1974; Н.Л.Гуляева, 1982). IIa шдергаяность принципиально единой схомн превращения различных типов 03 в литогенезе

шеются неоднократные указания в работах Н.Б.Вассоевича с соавторами (1971,1976,1977), однако различие в исходной материале гумусового и сапропелевого типов ОБ является причиной, как известно, появления различных конечных продуктов их постседиыентационного преобразования в условиях морской седиментации соответствующих газовому и нефтяному ряду. Предложено "черные сланцд" с преимущественно гумусошм типом ОБ зоны мелководной прибренно-морской седиментации в сочетании с малой степенью его превращонности рассматривать как потенциально газоматеринские толщи. "Черные сланцы" болое глубоководной зоны прибрежно-ыорской седиментации с преимущественно сапропелевым ОБ той же стадии катагенеза считать потенциально нефтематеринокими толщаш. Те и другие при соответствушщх палеотемпоратурах, наличии коллекторов и покрышек могут сформироваться в крупные газовые и нефтяные месторождения. Однако в настоящее время типичный процесс нефте- и газообразования еще не начался. Это объясняется низкой степенью углефикации ОБ, соответствующей пределам стадии прокатагенеза (ПК^-ПК^), обусловленной низкими па-лоотшпоратурами, обводненностью и слабой консолвдированностью толщи океанских осадков, залегающей над "черными сланцами". В принципе эти выводы говорят о том, что закономерности процессов изменения ОБ при нефте- и газообразовании в чехле осадков дна Мирового океана аналогичны тем, которые известны на континентах.

Заключение

Многоаспектный анализ, реализованный в литолого-фациальных исследованиях органического вещества, раскрыл возможность решения с гаолого-генотических позиций ряда проблем, акцентирующих роль ОБ в осадочном процессе как при формировании состава и свойств горючих полезных иахсоиаеыых континентов и океанов, так и в качестве индикатора стадий литогенеза осадочнт пород, а также ускорителя минеральной перестройки, особенно глин, в седименто- и раннем диагенезе. Рассмотрение торфяного пласта как геологического тела в едином коышшкее фациальцых типов осадков областей торфонакопле-ния как древних эпох, так и современной, привело к выводу о том, что формирование состава ц свойств концентрированного ОВ подчинено общим закономерностям, присущим осадкунакошюпию угленосных (тирфоноеиих) толд в целом. В результате выявлен новый признак вещественного состава торфов (углей), характеризующий структуру концентрированного в них ОБ, который прочно н'шел в щактику метода

углепетрографическпх исследований и приобрел классификационное значение. Одновременно установлен факт, что процесс микробиалыю-го разложения тканей торфообразоватолой п его скорость, ответственные за тип и структуру Ш современных п древних торфов (углей), зависит от многих геологлческпх факторов: палеогеографического, ботанического, климатического, гидрохимического, гидродипамяческо-го, физико-химического и других, каждый из которых го взаимодействии усиливает илп ослабляет роль другого или имеет нпвелгтрукцео значение. Однако, основная зависимость стопенп разложения тканей тор-фообразователой и структуры телинятоюй илп коллгатптовой в широком понимания образующегося концентрированного ОВ в торфе (угле), сохраняется главны;.! образе?.! за геотектоническим режиме?,! палеогеографической обстановки области ссадко- и торЬснакоялешя, регулярунпим скорость захоронения торфогеттго слоя, а следовательно и продолжительность мякробиального процесса в нет.!. Эта зависимость четко проявляется в областях древних эпох тсрТюнакоплендя с присущей для каж дой из них лишь одной жизненной (форм растений с комплексом таксонов преимущественно лесного топа, различия между которыми подчинены общей оволщия растительного гяра в истории Зет,га. Однако, при разнообразии яизне'ших форм тор^ообразопателеЯ в соврогтелных областях тор^снакопления в результате расцвета трапятшх и мохошх фито-ценозов в эту эпоху при сохранении лесных сообпестп, ответстгентп за скорость микробиальвого разложения тканой тор^ообразоватолой п тип структуры ОВ тсрБов стаяогятся ботанический фактор, по в условиях одноименной naraoreoipaíiriecEoit обстановки. В пределах so тал-дой из тепзпешшх 'форм раздетая в стоггегтп някробпального разложения тглпей и структуре ОВ торфа сптодслягугся установленным "законом" связи этях параметров с соответствулзяй палеоге эграфичесгсой обс-ттлогжо« и ее геотетттгоячоеккм режимом. Сказанное убеждает в reno— тяческоЗ значимости пргзнака. структуры котгантрп£ого1гоого ОВ в углях п торфах, газ; отражавшего одну из обеих закономерностей осадно- п торВстмг.сютпсл угленесшг и. тср^споспшс толп в налом.

1?апрарле1л!йстъ прсиегсса прагградезпл тгляей торфзобразователай с образование;! тгаоэ ОВ: гшсофгшлрсгзлного, голефгзоптпггроетштого, гелеЬ'оз^зояодсбяого и ?таенвзяровапного обязана фагаш торфспакзтг-лчяя.т в пределах оляей и тсЖ m падсогеогрдфтпескоЯ обстглсгет. сбестгеттгагпай теп структура каждого ira пях. В оснотсм яро.;;чсизэ тяакя яеетх Сэтсеягсзоэ сря соотво-тстпугг^их фаляальнш: услсзш: пр0,1 егтрел-хлят/г сохранность я скоплений гел^гзе-ггегога CBf грнтртрзггяног-э в угляг яг угатьвтпс пластах, в то гттп глк лрл

образовании гелтштового типа ОВ не происходит избирательного накопления исходного растительного материала.

Разработанная первая геологическая генетическая классификации гумусошх утлой большинства бассейнов СССР, основанная на признаке структура вещества углеобразуыдих шкрокошолелтов, принятая номенклатурной комиссией Международного комитета по петрологии углей как система Геологического института (ПШ) наряду с Заладно-Европе! ской п Американской, внесла геологический асект в понимание генезиса углей, ноше критерии оцешш их качества, а также рационального промышленного использования, в частности, при коксовании.

Введение признака структуры в число классификационных параметров сняло противоречие ыевду фактом существования в Донбассе двух типов изсметаморфних углей "более и . менее восстановленных" по В.В.Блдавскоцу, различающихся отчетливо химико-технологическими свойствами, в том число и коксуемостью, и представлением углепет-рографов об однотипности их вещественного состава. Точка зрения на различия свойств "более и*'-, менее восстановленных углей" в связи с различиями ботанического состава торфообразователей или избирательным накоплением их тканой различной анатомической и гистологической принадлежности ц других в достаточной мере априорны и допускаются автором как частные в пределах общей закономерной связи структуры колцентрировшшого ОВ в углях и угольных пластах и геотектонического решай палеогеографической обстановки осадко- и-торфолакоц леиия.

Несмотря на аналогичное многообразие факторов, влшшдпх на процесс шкробнального разложения тканей торфообразователей и форм рование типов структур концентрлрсишного ОВ в древних и современных торфах, однако взаимоотношение их меняется вследствие общей ав лщиц геологических явлений в истории Земли. В связи с возникновением разнообразие жизненных фюри торфообразователей в областях торфонакопления современной эпохи л радом других особенностей ее торфообразовательного процесса по сравнению с дровнпыи, разработала геологическая генетическая классификация торфов, в основу которой пололсен признак ботанического состава торфообразователей, в от личио от генетической классификации углей, основанной на признаке структуры углеобразувдего вещества.

Выявленные неуклонные зависимости хишко-би тушнологических свойств торфов на строго смстсштизнроышноы огрсиноы иатериале от ботанического состава жизненных форт торф-'ибрчизователей, сте-

пени разложения их тканей и структуры торфообразующего вещества в целом, степени обогащепности его минеральными компонентами и с погружением па глубину информируют о сущности процессов, протекающих в стадиях торфогенеза и диагенеза на молекулярном уровне. Эти данные перспективны и как критерии практического использования торфяных ресурсов в более рациональных целях. Вывод об игнибирупцем влиянии минерального материала на распад тканей и процесс хттеской стабилизации молекулярной структуры ОВ тлеет непосредственное отношение при освоении торфяных земель под сельскохозяйственные угодья.

Раскрытий процесс новообразования п накопления битумоидов в торфах с увеличением степени разложения тканей торфообразователой и о глубиной залегания, а таязе преобразование их свойств в этих ке направлениях в сторону обогащения углеводородными компонентами, расширяют наши представления о генезисе углеводородов и позволяют прадло.-лтть рассматривать торф соответствующих генетических типов как источник нетрадиционного углеводородного сырья нефтяного и газового ряда.

Доказанная закономерная обусловленность химических, физико-химических и оптических свойств гелефщпрованной дровесиш (вятри-ппта) в гаммо утлефшеации от стадии торфа и дало о, литологическим п фациальннм типом осадка-породы оо захоронитиого, при прочих равных условиях, являет собой в новом аспекте reopira преобразования РОВ в литогенезе. В свете этого процесс преобразования гумусового РОВ, ведущий к химической стабилизации ого молекулярной структуры, представляется не как обособленное явление, а взаимосвязанное с общими особенностями накопления и изменения минеральных осадков того или иного генезиса, слагашого осадочную толщу в целом. Этот ш-вод весомо корректирует методику опредоления стадий литогенеза осадочных пород, прогноза качества углей и нефтегазсносности по свойствам ГОВ, обязывая неукоснительно при этом учитывать лзтологичес-кий и фацпалъный тип осадка его захоронишего.

Закономешости о связи особенностей глппообразовапия со структурой реакцлонноспособного ОВ, ботанической природой и концентрацией его в различных фацпальпнх типах осадков торфоноспых толщ отводят ему новую роль в осадочпсм процессе. Раскрытие механизма переработки и трансформации первичных глин, а такзю синтеза norm минералов п направлении формирования стабилыгнх мсноюттералъннх клолшштотих фаз по мере накопления и разложения биомассы при тор-фообрязс?анпи явилось основой создания современной модели глинсоб-

разоваиия на примере приморских областей торфонакопления. Установленная историчность этой модели свидетельствует об общности процес сов глинообразования в областях современного и древнего торфонакопления и об универсальности их факторов. Это новое представление в теории генезиса глин удачно расшифровывает причини перераспределения хишгчоских элементов в областях торфонакопления, а также и другие геологические явления, обусловленные геохимией болотного литогенеза.

Выявленные закономерности формирования вещественного состава ОВ современных и древних областей торфонакопления в седиментогв-незе и его изменение в раннем литогенезе осадочного процесса в условиях континентов, явились методической основой исследования 01 отложений океанов и морей, в частности, "черных сланцев".

Характерный для стадии седиментогенеза меловых "черных сланцев" процесс микробиальной гелефикации роакционноспособпого биосе ни ого материала с образованием широкой гаммы С1шгешшх гумусовые и сапропелевых ыикрокомпонентов 0В от сохранивших свою фо];«у до различных видов "основной массы", является доказательством того, что повышенное содержание в них 0В обязано не аноксичеышы (бескислородным) условиям среды осадка играющей роль абсолютного консерванта, как отмечают многие исследователи, а высокому уровню продуктивности планктонных организмов, названных автором новый родом "органоглобулы", сохранение и накопление которых обеспечено превде всего устойчивостью их вещества по отношению к разложению вследствие особенностей химического состава. Этому соответствует шеод о палеогеографической приуроченности "черных сланцов" к зоне прибрешш-ыорской относительно мелководной седиментации то менее, то более удаленной от линии побережья. Этот вывод одновремен но утверждает об отсутствии океана в зонах распространения "черных сланцев" в меловое вромя, однако бассейны седиментации ноукло но углублялись, на что указывает смена палеогеографических обста-новок осадконакоплония, сонровоадаеыая увеличением отношения сапропелевого типа 0В к гумусовому вверх по стратиграфическим разре-ааи. Судя по вещественному составу 0В, а также низкой~степани его постседимонтационисй эволюции, "черные сланцы" являются потенциально газо-нефтоиатеринскимл тол:;1аш осадочного чехла современного Низового океана, которые при соотьеютцупдих геологических условиях могут сформировать ыист ороздения нефти и тза.

Таким образ:«, анализ и синюз результатов исследовшшВ кон-цешрир'оинш'п; и ^к-.сеямниго Ч1> в исн'Г-'Чнил процессе показываот,

что проникнуть в его природную сутуюсть, раскрыть закопснорпостп форгаровапшг вепествоттого состава п полезных свойств молю толь ко посредством комплекса методов, пз которых лптолого-фащталышЯ пграот первостепенную роль.

Сдпсок работ автора, по совокупности которых составлена диссертация в фор?тсз доклада Монографии

1. Атлсс микроструктур углей Донецкого бассейна / М.: Нзд-во /Л СССР, 1955, 42 е., 46 табл.(коллективный, авторство по главам). Глява: r-i-пы гумусовых углей среднего карбона. С.22-42, табл. 31-46.

2. Строение п условия накопления основных угленосных свит и уголнш~ плсстов среднего корбона Донецкого бассейна / Тр.ПН /Л СССР, М.; Изд-во /Л СССР, 1959, в.15, часть I, 331 с. (коллективная, авторство по главам). Глава: Генетические типы углей п строение угольных пластов. С.121- 185 (соавтор В.С.Яблоков).

3. International Handbook: of Coal Petrography. .Supplenent to the 2-ml Plition/Contre Hationnl de In Recherchn Scientifiijne, Pnris, ?mn-□o, 1971. 337 с. (коллективная, авторство по главам). Глава: The otruttural prlnolplea of the genatic klaaalfication of hunlo соя1я and their llicroconponento.C. 191-209 (соавтор П.II.Тимофеев).

1. Проблем литологии Г!лрового окосна. Литология п геохигтл Тихого опоено/ Тр.ГШ Ш СССР, F.f.; Наука, 1983, в.387, 209 с. (коллективная, авторство по главам). Глава: ¡'еловые сапропелевые отлопзния гор Пяр-кус-Неккер и Еозвьтешгостя йзсса. C.84-S6 (соавтор П.П.Тимофеев).

5. Проблемы литология Г.'лрогого океана. (.йнералогпя и геохп;*ля Атлпнтп-ческого окегла/ Тр. ПИ АН СССР, I.f.: Няупа, 1984, п.397, 188 с. (коллективная, авторство по главам). Глава: Исходный материап стропе-левого вещества головых "черных слаяхтев" Атлантического оке ram. С.5-10. 1-УИ фототаЗлпп (соавтор Н.Е.Стукалова). Глава: Литология, минералогия п геохямзя осадочного чехла tro-Западной Атлантики 71). Литология, фяыпл и вещественный состав мозозойсво-коДяозоЗскег* отлогяний плато Фолкленд п Дргептпнсксй котлованы (соавторы: П.П. Тимофеев, Н.В.Ренгяртен, !.!. А.Ратеев). С. 93-114.

G. Проблемы литология Ярового оке сна. ¿йнералогпя, геохимия Тихого океана / Тр. ПИ Л1 СССР. U.: Наука, ISB5, в. 398, 20Э с. (коллективная, авторство по главам). Глава: Литология, минералогия осаточпого чехла п геох^пя базальтов Кгиг^оргптйспого залл-ва (peile 65). Литология п гапералогзя плейстоценовых отложений устья Калпфорпяйского залива. C.I4I-I54 (соавторы: П.П.Тз-

исл^еь, Н.В.Рйнгартсн, Н.Л.Ратсеь, B.B.Epeiieen).

Статьи

7. Генетические типы углей среднего карбона юго-западной части Донбасса /Лзь. АН СССР. Сер. геол., 1951, П 4, с. I00-II9 (соавтор В.С.Нблокоь).

Ь. К вопросу об изучении касаниях углей высокой степени углефика-щи / Кзв. All СССР. Сер. геол., IS52, Ji 6. С. 127-129 (соавторы: Л.К.Стеренберг, А.Я.Крайнгкова).

9. Определение степени метаморфизма и марки клареновых углей петрографическим методом по тонким Елифам / Изв. АН СССР, Сер. геол., 1956, j; 7. С. 61-71.

10. Петрографические 1! хи^ичегские характеристики некоторых типов углей Ъолчалекого и Богословского месторождений / Генезис тва дох горичлх ископаемых. Нзд-во АН СССР. 1.1.: 1959. С. 49-59.

11. 0 питрогенетич^сшх и химических особенностях некоторых типов вещества бурих угле!! / Пзв. All СССР. Сер. геол., 1959, I II, С. 44-51.

12. bleibe neue iierl-iuilc dur KlaSbilicacica von biüuskolileji / Pre c^eaiL^ü of tlie International co-^-ätee for Coal Petrology. -ISioO, ü 2. р. (соавтор В.С.Иблоков).

13. 0 гумусовых углях и типах строения некоторых мощных угольных пластов цезозойскохч» возраста / Изв. АН СССР. Сер._ геол., 19с Ii 5. С. 4Ü-5B.

14. Принципы построения генетической классификации гумусовых угле Изв. АН СССР. Сер. пол., 1962, & 2. C.49-Ö2 (соавторы П.П.Ти ыофоьв, В.С.Яблсков). -

15. Via Ьы^Ььит.^ ¿ic b^ijuti^clje Klessifibai-loa vox» HueusIiqI ltl^ iL iiiiuptbccLcij пег Ud biSH / — Cbesle, Л^ос Ы ^,a.97-1i>5(coaijro|iu: И.Н.Тпмофйев, ß.0.Яблоков).

16. ÜTuiiuiib р&элаздшя р-аститсльпею вещества как показатель тек ничгскою i^Euua обслатн торронш^илсиия / Докл. АН СССР, 19£ т. 144, 'Л 4. С. b^ü-iüb (соавтор 11.II.Тимофеев).

17. Сеооышиети углефикацки ьптрйиа в иородах и углях Ангренскогс Оур-оуттьаою MiiCTopcayüHия I Докл. АН СССР, 1SG3, т. 151, Л ] U. 1<1ш£-У41 (соавтор й.П.Тиис^сьь),

ib. 1 i.- ibtti-м ol itiiw-tiLL ol £tj.-tic typeü Ol ЬшЛ-с <

fjt s-l.-i liiC J^i-tUIv-Ь Ci tL^lI" JiBlliLutiDl. 1U Jii'lcj

ci.ui-Lt ai ix.b i.i.— iiit i,: ti,t U„ ji / Gli-^alci-u Uui^ree tlüj.^1 ilrat^ii^ic Lt ¿t: ilu C-J Loiillcl e. Cccpt«

t!--!-lj. iiij^, 1J i-ft , .. i^'i-l :

19. Особенности вещественно-петрографического состава "темно-коричневых" п "светло-коричневых" мягких бурнх углей /Литология я пслези, ископпемыо, 1964, 1Ь 5. 0.^0-70.

20. Некоторге вопроси генетической классификации и терминологии гумусопнх углей / Нэп. АН СССР. Сер. геол., 1964, J,' 7, o-98-Ш-

21. Die r.toffliehe ZuGannensctsmiß der Kohlen der Jura-Kohlenbildung auf den Gehlst der Ud SSR / Fortachr. Geol. Rheinld. u Vi'entt, 196/1, 11 12. S.357-376 (соавтор II.II.Тимофеев).

22. Генезис гумусовых углей и особенности их распределения в различных тектонических типах угленосинх формаций / Геология угленосных форлаций и стратиграфия карбона СССР. М.: Наука. 1965. 0.21-45 (соавтор II. II. Тимофеев).

23. Закономерности образования гумусоннх углой юрской эпохи угле-накопления и их распределение на территории СССР / Литология п полезн. ископаемые, 1965, .'5 5, 0.31-42 (соавтор П.Н.ТимоТо-ев).

2i. Вторичные преобразования органического вещества в различных фациальннх условиях / Литология и полепи, ископаемые, I96G, 5. С.27-36 (соавтор И.П.Тимофеев).

25. Вещественный состав терров и особенности ого изменения п процессе углеобразопанкя / Угленосные формации и уголт-ные месторождения. Докл. геологов на XXlii оссеин МПС. П.: Наука. 1968. С. 93-105 (соавтор П.ПДп-г.^сп).

2G. Tiririf тогФоноконлонгя к-рской угленосной Формации Кг.ной Сибири / Литология п и^леан. нсгогтаегтне, IPC9, ."• 4. С. 25-30 (соавтора II.II.Tir-ci.ocn, В.А.Котпп).

27. О постое гкмеитппненннх н.т.'оненплх глинистых минералов п орга-• ничегкого сощестпа в торфяниках Кодхотн / Литология и полезн. покопаем, 1969, !? 5. С. I5I-I54.(соавтор П.И.Тпмофеев).

20. Особенности преобразования вещества осадков различных фяц; 1 в процессе фортгировзнил пород / Состояние и запдчп советской литологии. Тр. УН Всесоюзного литологаческого совещания. М.: Наука. 1970. Т.З. С. 115-154 (соавтор!: П.Н.Тпмофоев, В.Н.Копогу-лнч, В.В.Кремеев, А.Л.Крелич).

29. Ностседиглентационные изменения органического вещества в зависимости от лктологичеекпх типоп пород и факпалыпсх условий их накопления / Органическое вещество сояремешск и ископаеих осадков. .'•!.: Наука. 1970. С. 169-189 (соавтор II. П. Тимофеев).

30. Органическое вещество и его изменение в процессе углеобгазопп-нил /' Ссапяокакоплснне г. генезис углзй картона СССР. М.: Наука. 1971. С. 165-2П. (соавтор П.Л.Т^-с^в).

31« The role of faciès "»"i enviroeeate. of aediuentation of thö hjstory of transformation of concentrated and dispersed organic matter / Compte Rendu. Sexième Congres International / tie stratigraphie et de géologie da Carbonifère. Parie, 1971. Bd. IV. c'. 1571-1589.

32. О превращении монтмориллонита в каолинит (экспериментальные исследования) / Литология и иолезн. ископаемые, 1971, К 4. С. 130-133.

33. Фации и изменение глинистых минералов в торфяниках Рионского ыекгорного прогиба / Литология и полезн. ископаеше, 1972,

J* 3, G.I5I-I54 (соавтор П.11.Ти1.юфеев).

34. Взаимосвязь изменений органического и минерального вещества угленосных формаций при литогенезе / Тр. 1У Всесоюзного угольно1'

совещшнш. Угленосше формации и их генезис. I.!.: Наука, 1973. С. 96-103 (соавтор Б.И.Копорулш).

35. роль минерального вещества различных радиальных типов ооадко ь преобразовании растительного материала в литогенезе / Прнр да органического вещества современных и ископаемых осадков. (.1. : Наука, 1973, C.245-26G (соавторы II.II.Тимофеев, М.Г.Сеыен

¿b. Diugaiicsiu öl' organic HUûtitaiice in peat boga of the lilunl in-turmontfaine deprosbion Tranacaucasian / Advances in organic Geocheuistry. Actes du ь-е Congrès International de Geochimi organique. Ruiiil-tlalmaison. transe, 1973. C. 571-585 (OOÜBTC 37. ilbBbe1UB^4eiiiifi о стадиях осадочного породообразования / Ля тс nui и полезн. ископаеше, 1974, Jt 3. 0. 5B-8I (соавтор: 11.Г ыофеев, А.Г.Коссовская, В.Д.Шутов, В.А.Дриц).

Jü. tacifcB und authigtmic clay forumtion peat togs of the Hioui interiaoutane trough / Coupte-Rendu Septième Congrèe International du titratlgraphle tit da Gèol du carbonif, Krefeld, 197 bd.ч . ( соавтор II.11.Тимофеев).

ЗУ. Halation of changea oz oi^tiulc aud clay substances in deposi

of tho recent peilt dCCIUi ilatiuii areus / Colloque internatlon tètrogi-aphie ue lu uatièiu uiganlque des alimenta, relati avec la paieoteiupéiutuie et ie potcntilо pétrolier. Centre II tioüul Je lu Recherche bciöiitll lque. l'aria, 1У/';. C. 153-172

( coiuriup il.ll.ïi:'.n4<;uij),

'lO. ii uifioiuir.u liliucjib'lirj) '¡|iuau:il Глиши: ul/. Mililuj.iUiUU ИЗ COl^uMCi

оишу:оъ, мОигодыших чаь:ч«.-сiîin.i utuui-ibuu / Литология i: m u ikdiiu id«-.: , I'jVt., л t.. i/.-Tj (<ч,шлиц1: О.М.Мгошун /i.ji.l'tKwicH:»).

41. Plant organic matter in'sediments from Hole 336, DSDP, Leg 38/ Initial Reports DSDP 38 Drilling Project. Washington, 1976,

v. 38. c. 324-341 (соавтор П.П.Тимофеев).

42. Llthology arid Clay mineralogy of the sediments from Site 336 DSDP, Leg 38. Drilling Project. Wasington, 1976. Vol. 33,

p. 815-821 (соавторы: П.П.Тимофеев, Н.В.Ренгартен).

43. Состав органического вещества "чершлс сланцев" котловины Зеленого мыса (Восточная Атлантика) и их нефтематеринскиН потенциал / Литология и полезн. ископаемые, 1978, !'? 5. С. 3-17 (соавтор П.II.Тимофеев).

44. Растительное органическое вещество в осадках скв. 336 / Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане, в 38 рейсе "Гломар Чвллеидаер". Литология и петрография. М.: Наука. 1979. С. 52-68.

45. Литолого-минералогическое описание разреза осадочных отложении по скв. 336 / Результаты глубоководного бурения в Атлантическом океане, в 38 рейсе "Гломар Челленджер". Литология и петрография. М.: Паука. 1979. С. 11-29 (соавтор^П.II.Тимофеев, II.В. Ренгартен).

46. Геохкшя Органического вещества "черта: сла!щев" котловины Золеного мыса (Восточная Атлантшса) и их нефтематергаюкий потенциал / Литология и полезн. ископаемые, 1979, № 2. С. 29-36. (соавтор О.В.Барташевич).

47. "Black shales" of tho Bay of Biskay and condition of their formation, DSDP. Leg 48, Holes 400A, 402A.Initial Heport3 of

the DSDP.Washington, 1979- V. XLVIII. C. 831-853 (соавтор

П.П.Тимофеев).

48. Микрокомпонентный состав органического вещестпа "черных сланцев Бискайского залипа и га нефтегазоносный потенциал / Накопление и преобразование седикахитпв.М.: Наука, 1979. С. 18-39 (соавтор! П.П. Тимофеев, С.В.Пронин).

49. "Черные слашш" Бискайского залива и условия их образовапля / Типы осадочных формаций нефтегазоносных бассейнов. М.: Наука. 1980. С. UU-I43 (соавтор П.П.Тимофеев).

;iO. OrtviiJo uatt.er in Cretaceous "Black shales" from the Atlantic ei.d facii'ic Ocenno and their relation to the problems of oil cud Ras fcreation / Hull, dea Centres de НесЬегспез Explora-tior.-Production blf-Aqultaino. P - 6-4018. Pau. Cedex. Pranse. b>ei. С. ;>75>-ьоо (соавтор П.'Л.ТкмоТеев).

Cretaceous sapropelic deposits of Deep Sea Drilling Project, Sit»s 'IbJ, and Чоб / Initial Reports of the DSDP. I.atio-r.al Ssisncs Foundation, 1-J91. Vol LXII. 0. 3j i--jD\ ( ссавг<Г

П.П.Тимофеев).

52. .Цитологический аспект в исследованиях органического вещества / Литология на новом этапе геологических знаний. М.: Наука. 1981. С. 114-125 (соавторы: П.П.Тимофеев, Св.А.Сидоренко).

53. Исходный растительный материал торфов приморских областей го-лоценового торфонаколлешш (Колхида, ккная Прибалтика, Западная Куба, Флорида) / Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. Ы.: Наука. 19В9. С. 151-175.

54. Особенности превращения тканей растений-торфообразователей в приморских голоценовых областях торфонакопления и микрокомно-иент1шй состав торфов / Осадочная оболочка Земли в пространстве и во времени, и.: Наука. 1989. С. 131-146.

55. Седиментогенез в области торфонакопления Колхидской низменности / Литология и нолези. ископаемые, 1989, № 5. С. 37-58 (соавтор В.А.Котов).

56. Палеогеография области торфонакопления Колхидской низменности в голоцене / Литология и полезн. ископаемые, 1990, № I. С. 6989.

57. Генетическая классификация торфов приморских облаотей голоценов ого торфонакопления / Литология и полезн. ископаемые, 1990 14 2. С, 115-126.

58. Особенности битумшюлогической характеристики органического в( щестш торфов на примере приморских об.пас той торфонакопления (Колхида, Западная Куба, Флорида, Икная Прибалтика) / Накопление и преобразование органического вещества современных и ископаемых осадков. М.: Наука. 1990, С.82-114.