Ряд минералов по их устойчивости к выветриванию

Литофациальный анализ

Литологическое изучение осадочных пород для фациального анализа включает изучение состава осадочных пород, их структурных и текстурных признаков. Каждый из этих аспектов имеет важное генетическое значение. Их изучение проводится в поле и продолжается в камеральный период (лабораторное изучение материала).

Генетическое значение состава пород

При изучении осадочных пород различают две группы компонентов – аллотигенные (принесенные в бассейнминералы и обломки материнских пород) и аутигенные (минералы и породы, которые формируются in situ, т. е. непосредственно в осадочном бассейне во время накопления осадка и на стадии эпигенетического преобразования осадка).

Аллотигенные компоненты позволяют судить о положении области сноса и об ее геологическом строении. Величина обломков свидетельствует о рельефе прилежащей суши и дальности переноса обломков (рис. 1, 2), а состав аллотигенных компонентов позволяет судить о том, какими породами была сложена область размыва (рис. 3, 4). Степень химического разложения свидетельствует о климате на прилежащей суше.

 

Рис. 1. Шкала уменьшения размеров обломков по мере удаления от области сноса

 

Рис. 2. Схема длительного и короткого (близкого) переноса осадков при преимущественно терригенном осадконакоплении.

1 – пролювиальные конусы выноса; 2 – река с разветвленным руслом; 3 – река с меандрирующим руслом; 4 – дельта; 5 – шельф; 6 – подводные конусы выноса; 7 – океаническое ложе; 8 – пустыня с песчаными дюнами; 9 – соленое озеро; 10 – приливная равнина; 11 – лагуна; 12 – песчаные бары;

13 – песчаный пляж; 14 – озеро; 15 – песчаные осадки открытого шельфа; 16 – иловые осадки окаймленного шельфа; 17 – карбонаты внешнего шельфа;

Гравийный пляж; 19 – береговой риф

 

 

Рис. 3. Изменение состава осадков по мере удаления от области сноса.

Зерна крупные и несортированные, состоят из разнообразных минералов, включающих и неустойчивые к выветриванию; 2 – зерна среднего размера, более окатанные, содержат меньше минералов, неустойчивых к выветриванию; 3 – зерна мелкие и хорошо окатанные, состоят главным образом из минералов наиболее устойчивых к выветриванию

Лититовые обломки Кварцевые зерна Полевой шпат Глина

Рис. 4. Изменение состава осадков по мере удаления от области сноса.

Слева направо увеличивается расстояние от области сноса (дальность переноса материала) и степень зрелости пород. В левом круге – состав осадков пролювиальных конусов выноса, в среднем круге – состав речных осадков, в правом круге – осадки пляжа. Справа – состав зерен, слагающих осадки

 

 

Если в осадочной терригенной породе сохраняются обломки материнских пород (так называемые лититовые компоненты), то изучают их петрографический состав (рис. 5).

 

 

Рис. 5. Конгломерат из обломков пород разного состава

 

Однако этот метод применим только для близко расположенных областей питания, так как грубый материал далеко не переносится. При более длительной транспортировке обломки менее устойчивых пород (глинистых сланцев, известняков, основных магматических пород и др.) разрушаются, и происходит относительное обогащение осадка более устойчивыми обломками, прежде всего кварца, а также окремненных и окварцованных пород (см. таблицу, рис. 6).

Ряд минералов по их устойчивости к выветриванию

 

Наиболее устойчивые минералы (медленно выветриваются)

↓ уменьшение устойчивости ↓ ↓ Гематит ↓ Гиббсит ↓ Кварц ↓ Глинистые минералы ↓ Мусковит ↓ Калиевый полевой шпат (ортоклаз) ↓ Биотит ↓ Натровый полевой шпат (альбит) ↓ Амфиболы ↓ Пироксены ↓ Кальциевые полевые шпаты (анортит) ↓ Оливин ↓ Кальцит ↓ Галит

Наименее устойчивые минералы (быстро выветриваются)

 

Рис. 6. Песчаные отложения разного состава:

а – кварцевый (наиболее зрелый) песчаник; б – аркозовый песчаник с высоким содержанием зерен полевых шпатов; в – лититовый песчаник (с обломками материнских пород); г – граувакка – песчаник наименее зрелый, состоящий из кварца и полевого шпата с большим количеством мелких обломков разнообразных темных пород и минералов в плотном глинистом матриксе.

При отсутствии обломков пород рассматриваются ассоциации минералов – породообразующих и акцессорных.

Примеры:

1) Присутствие в обломочной фракции апатита, циркона, рутила, роговых обманок, калиевых полевых шпатов и кварца свидетельствует о размыве гранитоидов (рис. 7).

 

 

 

Рис. 7. Аркозовый песчаник

 

2) Ассоциация магнетита, титаномагнетита, сфена, основных плагиоклазов, амфиболов и пироксенов характерна для основных и ультраосновных пород (ассоциация сохраняется только при недалеком переносе обломков в условиях аридного климата, так как многие из этих минералов легко истираются при переносе и разрушаются в условиях гумидного климата) (рис. 8).

 

Рис. 8. Граувакка

 

3) Присутствие дистена, ставролита, силлиманита, граната, андалузита и кварца говорит о размыве метаморфических пород.

4) Бедность минералами тяжелой фракции, переотложенный глауконит, остатки фосфоритов и кремней свидетельствуют о разрушении в области сноса осадочных пород.

Наиболее трудными для анализа оказываются мономинеральные фракции. Так, кварцевые песчаники, содержащие в тяжелой фракции устойчивые минералы (циркон, турмалин, монацит), могут свидетельствовать о том, что область питания находилась в условиях гумидного климата, что вело к интенсивному химическому выветриванию и разрушению всех неустойчивых минералов. Кроме того, кварцевые песчаники могут накапливаться и в результате многократного перемыва более древних осадочных пород.

Итак, количество различных аллотигенных минералов в осадочных породах изменяется по площади, так как по мере удаления от области сноса уменьшается содержание в обломках неустойчивых минералов и увеличивается процентное содержание наиболее устойчивых (прежде всего, кварца). Нанесение этих данных на карту позволяет выявить положение суши и пути переноса обломочного материала в древнем бассейне осадконакопления.

Аутигенные компоненты осадочных пород также имеют большое значение при реконструкции физико-географических и геохимических особенностей среды осадконакопления. При этом необходимо различать минералы, выпавшие в осадок на стадии седиментации, и минералы диагенетические. Первые характеризуют обстановку осадконакопления, вторые – обстановку дигенеза.

Однако минералов, которые бы однозначно определяли обстановку осадконакопления, немного.

Глауконит (рис. 9) формируется в морских мелководных обстановках с активным водообменном и незначительным привносом терригенного материала (средняя и дальняя зоны шельфа), поэтому часто он накапливается вместе с карбонатами. Для формирования глауконита необходимы умеренно-восстановительные условия, которые возникают на окислительно-восстановительном барьере. Глауконит легко переотлагается, образуя горизонты глауконитовых песков в основаниях трансгрессивных серий.

 

Рис. 9. Глауконитовый песчаник. Крым, палеоген

Фосфориты (осадочные фосфатные минералы) формируются в морских условиях в зонах подъема холодных вод (зоны апвеллинга) (рис. 10-12)). Для образования необходимы условия замедленной терригенной седиментации и тиховодная восстановительная обстановка. Однако концентрируются фосфатные зерна в окислительной среде в условиях активной гидродинамики.

Рис. 10. Образование фосфорита в результате апвеллинга.

Рис. 11. Обнажение фосфоритовых отложений венда Приднестровья.

 

Рис. 12. Фосфоритовые конкреции. Приднестровье

 

Присутствие вивианита (рис. 13) и каолинита (рис. 14) – признак накопления осадков в пресноводных или слабо солоноватоводных бассейнах. Каолинит быстро осаждается в пресных и слабосоленых водах. Он также свидетельствует об образовании во влажном тропическом климате при интенсивном выщелачивании.

 

Рис. 13. Вивианит (керченит) в лимоните. Керченское железорудное месторождение

Рис. 14. Каолинит

Монтмориллонит (рис. 15), гидрослюды (иллит) – глины аридного климата, образовывались, как правило, в тепловодных бассейнах. Осаждение монтмориллонита происходит в зонах преобладания морских вод, он осаждается медленнее каолинита и относится дальше в море.

Рис. 15. Монтмориллонитовая глина

Карбонатные минералы кальцит (рис. 16, 17)и доломит образуются как в морских, так и в пресноводных бассейнах, но при сравнительно высоких среднегодовых температурах (не менее 14ºС).

 

Рис. 16. Кальцит

Рис. 17. Известняк

 

Присутствие минералов-эвапоритов – гипса, ангидрита, галоидных солей – указывает на высокие стадии засоления бассейнов в условиях аридного климата (рис. 18).

Гипс	Каменная соль

 

Рис. 18. Минералы–эвапориты

Присутствие мелких кристалликов пирита, расположенных в плоскости наслоения в тонкослоистых породах говорит о восстановительной среде в придонном слое бассейна.

Индикаторами среды осадконакопления могут быть не только минералы, но и горные породы.

Автохтонные угли (рис. 19) свидетельствуют о влажном климате и достаточно высокой температуре в области осадконакопления.

 

Рис. 19. Каменный уголь

 

Кварцевые пески (песчаники), о которых уже говорилось, могут формироваться как на суше, так и в море при полном или почти полном химическом разложении менее устойчивых первичных силикатов (например, полевых шпатов). Такие породы называют зрелыми. Образуются кварцевые пески в условиях теплого влажного климата при дальнем переносе осадочного материала или его многократном переотложении.

 

 

Рис. 20. Кварцевы песчаник в Саблинских пещерах. Пос. Саблино, Ленинградская область

 

Грубообломочные породы (конгломераты и брекчии (рис.21, 22). Брекчии состоят из неокатанных сцементированных обломков, которые накапливаются вблизи источников сноса. На суше цементом или материалом, заполняющим пустоты между обломками, чаще всего служит песчано-глинистая несортированная смесь. В морских условиях цементом могут быть карбонаты и кремензем. Их накопление свидетельствует о близости области сноса и высокой скорости осадконакопления. Брекчии образуются в результате обвалов, оползней, деятельности ледников и других процессов.

Конгломераты состоят из окатанных обломков галечной размерности. Цементом служит песчано-глинистый, известково-глинистый, карбонатный, кремнистый и другой материал. Различают конгломераты прибрежно-морские, речные, временных потоков и эоловые.

а	б

Рис. 21. Грубообломочные породы: брекчия (а) и конгломерат (б)

 

Чрезвычайно информативны при восстановлении условий осадконакопления карбонатные породы. К ним относятся прежде всего известняки и доломиты. Карбонатные породы имеют различное происхождение, но практически все они образуются в условиях тропического или субтропического климата (рис. 22).

 

Рис. 22. Карбонатные осадки на дне современного моря

Известняки могут быть органогенными, органогенно-обломочными, обломочными и хемогенными (в зависимости от того, какие компоненты преобладают в их составе). Состав их различен (рис. 23).

Рис. 23. Различные по составу известняки

 

Известняки, состоящие из планктонных организмов с карбонатной раковиной формируются в тепловодных морских бассейнах, глубина которых не превышает 4,5 тыс. м (уровень карбонатной компенсации) (рис. 24-26).

 

 

Рис. 24. Писчий мел

 

Рис. 25. Планктоногенный фораминиферовый известняк

 

 

 

Рис. 26. Панцирь золотистых водорслей-коккоитофорид – основного компонента писчего мела

 

Ракушняки (рис. 27) характерны для шельфа (при этом в распределении биоценозов наблюдается широтная зональность).

 

Рис. 27. Ракушняк

Рифовые (автохтонные) известняки (рис. 28) всегда образуются в мелководных зонах тропических и субтропических морей с нормальной соленостью в результате жизнедеятельности каркасообразующих организмов (кораллов, водорослей, губок и пр.) (рис. 29).

Рис. 28. Кайнозойский рифовый известняк

Рис. 29. Образование каркасных известняков на рифе

Органогенно-обломочные известняки полифациальны и встречаются в разных зонах – от континентальных до глубоководных морских. Наиболее широко распространены они среди отложений гравитационных потоков, зон подводных волнений и течений, штормовых образований. Восстановить условия их формирования можно лишь с привлечением биофациального анализа.

Рис. 30. Органогенно-обломочный мшанково-криноидно-брахиоподовый известняк

Оолитовые известняки (рис. 31) имеют хемогенное морское происхождение (индикаторы мелководных условий с повышенной концентрацией кальция в воде и активной волновой деятельностью) (рис. 32).

 

 

Рис. 31. Оолитовый известняк

 

 

 

Рис. 32. Схема образования оолитов

Известняки могут образовываться и в пресноводных озерах в результате осаждения карбонатного биогенного ила – продукта жизнедеятельности водорослей.

В настоящее время доказано, что большая часть современных морских известняков имеет биогенную природу, а большинство прибрежных и континентальных (оолиты, почвенные корки, эвапоритовые карбонаты соленых озер, отложения горячих минеральных источников, отложения пещер) – неорганическое происхождение.

Доломит – типичный хемогенный осадок надлиторальных и литоральных зон жарких районов, в более глубоководных осадках встречается в виде рассеянных зерен. Осаждается он и в соленых озерах аридных областей (рис. 33).

 

 

Рис. 33. Доломит

 

Кремневые породы (силициты) имеют органическое и неорганическое происхождение. Индикаторами обстановок осадконакопления могут быть органогенные, образованные скелетными остатками радиолярий (радиоляриты) (рис. 34), спикул губок (спонголиты и спикулиты), одноклеточных кремнистых водорослей (чаще всего – диатомиты) (рис. 35). Они формируются как в теплых, так и в холодных водах. Радиоляриты и спонголиты имеют морское происхождение, диатомиты могут быть морскими и озерными (преимущественно озерные). Биогенные кремневые породы тяготеют к холодноводным бассейнам, где планктонным организмам с кремневой раковиной не составляет конкуренцию планктон с карбонатным скелетом. Кроме того, в тепловодных бассейнах кремневые скелеты быстрее растворяются после гибели организмов.

 

Рис. 34. Радиолярит (слева) и слагающие его остатки радиолярий (справа)

 

 

Рис. 35. Диатомит (слева) и слагающие его остатки диатомовых водорослей (справа)

 

Для восстановления таких условий древних бассейнов, как соленость, температура и окислительно-восстановительный потенциал, широко используют геохимические показатели. Поскольку геохимические методы не являются полевыми, мы упомянем об этом лишь очень кратко.

Морские и пресноводные отложения можно отличить по содержанию бора (в морских его содержание выше), галлия (больше в пресноводных), по паре элементов стронций/барий (если соотношение < 1 – пресноводный бассейн, если >1 – морской, т. е. при увеличении этого соотношения определяют переход континентальных условий в морские).

Барий, соединяясь с сульфат-ионом морских вод, быстро осаждается, поэтому в прибрежной зоне его больше. Стронций же осаждается биогенно вместе с кальцием и хемогенно – в условиях повышенной солености. То есть бария больше в пресноводных осадках, стронция – в морских.

Многие методы палеотермометрии и палеогалометрии основаны на устойчивой корреляции между содержанием химических элементов в воде и в карбонатных скелетах беспозвоночных.

Так, палеотемпературы восстанавливают по соотношению магния и кальция, стронция и кальция, а также по изотопным соотношениям кислорода 18 и 16 в раковинах беспозвоночных

Есть также показатели и окислительно-восстановительного потенциала. В восстановительных условиях, где сохраняется больше органического вещества, выше содержание меди, никеля, ванадия и молибдена.

Цвет породы. Одним из признаков породы, который свидетельствует о ее составе, а также помогает восстановить условия осадконакопления, является ее цвет.

В генетическом отношении все окраски подразделяются на первичные и вторичные. Показателями палеогеографической обстановки осадконакопления являются только первичные окраски. Первичные, в свою очередь, могут быть унаследованными или сингенетическими. Унаследованные окраски определяются цветом обломочного материала. Сингенетическая окраска обусловлена цветом цемента либо окраской аутигенных минералов, возникающих при осадконакоплении и диагенезе пород.

Белый цвет является первичной окраской карбонатных пород, каолина, опала, кремния и кварца. Первичная красноцветность свойственна осадкам, формировавшимся в условиях переменно-влажного жаркого климата как на континенте, так и в морских обстановках. Если доказано морское происхождение осадков, то их красный цвет может быть обусловлен либо подводной вулканической деятельностью (некоторые яшмы), либо большой скоростью захоронения в морском бассейне продуктов глубокого выветривания, поступивших с прилежащей суши, либо, наконец, вертикальной циркуляцией океанических вод, вызывающих окисление глубоководных осадков, которые известны под названием красных глубоководных глин. Темно-серые и черные тона окраски горизонтально-слоистых илистых осадков характерны для гидродинамически мало активных центральных частей бассейнов (в том числе и в случае сероводородного заражения придонных слоев воды – присутствуют частицы сульфидов железа). Черный цвет может быть также связан с присутствием углистого вещества в осадках, образовавшихся как в окислительных, так и в восстановительных условиях. Для континентальных отложений, накапливающихся в условиях жаркого и сухого климата, типичны светлые, серые, желтые и коричневые тона окраски. Зеленый цвет наиболее характерен для морских отложений и связан либо с присутствием закисного железа (восстановительные условия седиментации), либо с присутствием глауконита, который образуется в мелководных морских бассейнах нормальной солености.