Стратиграфический и формационный анализы осадочных и осадочнометаморфических толщ

• Название: Стратиграфический и формационный анализы осадочных и осадочнометаморфических толщ
• Дата: 22.09.2018
• Размер: 172.8 Kb.
• Имя файла: Litologia.docx
• Тип: Документы; #51304
• страница: 4 из 8

9) Эвапориты и их основные типы.

Соляными породами (кратко — солями, или эвапоритами) именуют образования, состоящие преимущественно из легко- или заметно растворимых в воде минералов, которые относятся к следующим видам солей: хлориды (галит, или поваренная соль NaCl, сильвин, или калийная соль KCl, бишофит MgCl₂ · 6H₂O, карналит KCl·MgCl₂·6H₂O); сульфаты (ангидрит CaSO4, гипс CaSO4- 2H2O, мирабилит, или глауберова соль Na3SO4*10H2O и др.); двойные смешанные соли (каинит KCl* MgSO4*3H2O и др.); легкорастворимые карбонаты (сода десятиводная- Na2CO5- 10H2O и др); нитраты (селитра натриевая, или чилийская NaNO3, селитра калиевая KNO3); бораты (борацит Mg3ClB7O13 и др.) и фториды (флюорит CaF2), причем последние, как и нитраты, не растворимы.

Все они представляют собой ценные полезные ископаемые: для пищевой промышленности (поваренная соль, сода), медицины (сода же, глауберова соль и др.), химии, оборонной промышленности (нитраты, бораты), агропромышленности (для калиевых удобрений — сильвинит, каинитовые и карналлитовые породы) и бытовых нужд.

Данные породы интересны еще и тем, что, в отличие от всех предыдущих рассмотренных групп, они в основном генетически однотипны, будучи сформированными только хемогенным способом, исключая лишь биогенную чилийскую селитру, представляющую собой накопления птичьих экскрементов, или гуано. Остальные соли в большинстве своем сформированы в различных наземных водоемах за счет повышения концентрации растворенных там веществ вплоть ло перенасыщения ими вод и выпадения осадков вследствие полного или частичного выпаривания последних. Отсюда и возникло наименование «эвапориты». А применяемое к этим же породам название «соли» по сути своей менее определенно, потому что оно распространяется не на все виды природных солей.

Компоненты солей-эвапоритов, их структуры и текстуры представляют собой классические примеры признаков хемогенности. В большинстве случаев это идиоморфнозернистые крупнокристаллические агрегаты с гранобластовыми структурами. Реже встречаются микрогранобластовые, микронематобластовые и колломорфные структуры. Текстуры в основном горизонтально-слоистые, с признаками ритмично чередующихся слойков соли, чистой и загрязненной глин и примесями — явно сезонная (годичная) слоистость, отражающая колебания более и менее жарких климатических циклов, влиявших на интенсивность выпаривания соли либо на периодичность привноса в бассейн реками с суши чужеродного глинистого вещества.

Затем настал этап развития теории эвапоритового селименто-генезаотечественными литологами — академиками Н. М.Страховым (1963), А.Л.Яншиным, профессорами Г. И. Валяшко, М.А.Жарковым, М.П.Финегом (1983) и др. Новейший этап (начало XXl в.) оценок геодинамических режимов соленакопления находит отражение в публикациях Г. А. Белсницкой (г. Санкт-Петербург). Их трудами создана стройная теория эвапоритового галогенеза.

Известна (начиная с 150-летней давности опытов Г.Узнлио) последовательность выпадения солей из современной морской (океанской) воды: карбонаты — гипс — каменная соль (вначале чистый галит, потом галит с примесями ангидрита и полигалита) — сульфатно-магниевые минералы (эпсомиты, кизериты и др.) — хлоридно-калиевые (н основном сильвин) — хлорнд-но-магниевые (карналлит, би-шофит).

Большие мощности залежей солей обеспечивались длительным наличием и сохранением таких темпов тектонического погружения бассейна, при которых накапливаемые соли успевали компенсировать впадину, сохраняя ее батиметрию приблизительно на одинаковом уровне малых глубин. Поэтому вовсе не требуется выпаривать многокилометровый столб воды, чтобы добиться геологически мгновенного осаждения мощной солевой толщи. Процесс был растянут во времени, за которое тектонические силы в сочетании с прочими факторами галогенеза «работали» над конструированием мощнейших соленосных толщ. Расчеты баланса веществ, выполненные М.А.Жарковым и М.П.Фивегом, убедительно показали, что за длительные этапы времени изъятия из вод Мирового океана солей в солеродные бассейны океан успевал пополняться новыми солевыми резервами. Океан в этом случае оставался динамически равновесной системой, которая отдавала в эвапоритовые бассейны столько же каменной соли, сколько получала ее с водами суши.

Следует также добавить, что история эвапоритов их накоплением не заканчивается. Будучи погруженными на многокилометровые глубины, эти породы принимают деятельное участие в процессах катагенетической стадии. Кроме того, горячие подземные рассолы хлоридов на стадии глубинного катагенеза обеспечивают выщелачивание из разных осадочных пород рассеянных там примесей металлов (свинца, цинка, меди, золота и др.), перенос этих металлов в растворенном состоянии и концентрирование их на геохимических барьерах (например, в пачках насыщенных OB глинистых сланцев, карбонатных и других пород).

Соли, не подвергшиеся растворению подземными гидротермами, ведут себя как весьма пластичное тело, которое в случае возникновения градиентов в литостатической нагрузке со стороны вышележащих толщ начинает медленно течь и выжиматься в направлении понижений давления. Так возникают соляные купола. Эти положительные тектонические структуры у нас наиболее широко распространены на северном и северо-восточном бортах Прикаспийской впадины. Там соли пермского возраста куполообразно и грибообразно вздымаются вверх, иногда запрокидывая пласты пород юрского и мелового возраста и стимулируя возникновение покров-но-надвиговых структур. Они экранируют здесь нефтегазовые залежи. К тому же гигантские массы солей, обладающих хорошей теплопроводностью, как бы «выхолаживают» весь бассейн поро-дообразования, резко снижая (почти вдвое против обычного) его температурный градиент.
10) Основные типы фосфоритов и их происхождение

Фосфориты представляют собой биогенно-хемогенные образования, состоящие либо из фосфатизированных скелетных остатков, раковин морских моллюсков либо (чаще) из скопления конкреций и пластовых тел аморфнокрипто зернистого строения, сложенных преимущественно минералами группы апатита: аморфным коллофаном, микрокристаллическими фторапластом, гидроксилапатитом, курскит, карбонатапатитом, франколитом и другими солями ортофосфорной кислоты. Это — ценное агрохимическое сырье.

Большинство фосфоритов по своему составу приближаются к смешанным отложениям. Одни из них содержат обильную примесь глинистого вешества, в составе которого наиболее характерным компонентом является глауконит, а также примесь обломков кварца, полевых шпатов и слюд алевритовой и песчаной размерности. Другие виды фосфоритов пребывают в тесном парагенетическом единстве с кристаллически-зернистыми агрегатами доломита, кальцита либо аморфного опала и криптозернистого халцедона. В качестве второстепенной примеси в фосфатных желваках отмечаются пирит, галенит и др., а в современных океанских фосфоритах Г. Н. Батуриным и другими исследователями выявлен барит в форме игольчатых и призматических кристаллов.

Нижний предел химического содержания Р2О5, в этих породах равен 18 %. Однако в геолого-разведочном деле фосфоритами часто называют руды с содержанием P2O5 всего 5 %, потому что при условиях их открытой разработки из пород, содержащих P2O5 от 5 до 18%, может быть легко получен концентрат, пригодный для промышленного использования.

Если же таковые окислены, то истинные фосфориты становятся белыми, мелоподобнымн, а точнее — очень похожими по своему внешнему облику на опоки, а иногда — на доломиты. Различить их позволяет реактив — смесь молибаеновокислого аммония с концентрированной азотной кислотой. Капелька такой смеси мгновенно окрашивает участок породы в канареечно-желтый цвет даже при минимальном 1%-м содержании P2O5. А под микроскопом фосфатное вещество чрезвычайно похоже на минералы группы оксидов кремнезема. По резкому рисунку шагреневой поверхности и изотропностью коллофан гомологичен опалу. Криптозсрнистые же агрегаты апатитов своей прозрачностью, отсутствием шагреневых поверхностей и низкими (темно-серыми) цветами интерференции (ns— nр= 0,003) с первого взгляда неотличимы от халцедонов. Вместе с тем и коллофан, и все апатиты отличаются своими очень высокими показателями преломления, которые выше не только отрицательных опаловых и близких к значениям канадского бальзама констант халцедоновых, но они существенно выше, чем кварца, 1,553. У апатитов ns= 1,633— 1,667; nр = 1,630—1,664 (т.е. при диафрагмировании и поднятии тубуса микроскопа либо опускании его предметного столика полоска Бекке будет явно смещаться в сторону от минералов SiO2 ил фосфатное вещество).

Первый этап от 90-х гг. XIX в. до начала 30-х гг. XX в. представлял безраздельное господство гипотезы о биогенности фосфоритов — за счет фосфора, накопленного в телах преимущественно планктонных и нсктопных морских и океанских организмов, погибавших массово в местах контакта теплых и холодных течений и «дождем трупов» падавших на дно. Ярыми сторонниками таких представлений были английские исследователи осадков дна океанов Дж. Меррей и А. Ренан (1891), известный геолог Л. Кайе (1936) и отечественные геологи Н.Г. Кассин н А. Г. Вологлий, предвосхитившие нынешние сведения некоторых палеонтологов о большой роли жизнедеятельности бактерий, влиявших на фосфатона-копление. Недостатком их стройной гипотезы было отсутствие связи с конкретными фациально-палеогеографическим и обстановками, что не давало геологам-поисковикам ясной цели для обнаружения перспективных фосфоритоносных участков и новых месторождений.

Второй этап решения проблемы фосфатогенеза наступил в 30-х гг. XX в., после начала исследования фосфоритов в СССР, в Научном институте удобрений, где горно-геологический отдел возглавил крупный химик А. В. Казаков. Он отверг биогенную гипотезу, заменив ее хемогснной, которая стала приносить конкретные плоды, способствуя открытию месторождений. Эта гипотеза вскоре получила всемирное признание и была многократно описана и проиллюстрирована в отечественных учебниках Л. В. Пустовало-иа, М.С. Швецова, Л. Б. Рухина, Н. В.Логвиненко и др.

Суть гипотезы А.В.Казакова заключалась в том, что пассаты отгоняют от материков поверхностные океанские воды, вызывая тем самым компенсационные потоки глубинных вод вверх по континентальному склону на шельф (апвелинг, упоминавшийся выше, при описании генезиса оолитовых карбонатов). Глубинные воды, благодаря высоким парциальным давлениям углекислоты, содержат повышенные концентрации растворенного в них фосфора (он поставляется трупами планктона и нектона, но далее биос в его переносе и в осадконакоплении не участвует). На шельфовом мелководье резкое снижение давления и прогрев воды стимулирует удаление CO2 в атмосферу, благодаря чему вода становилась перенасыщенной фосфатом, и он выпадал в осадок. Первыми литологическими подтверждениями этой модели стали находки позднекайнозойских фосфоритовых желваков на шельфе вдоль всего западного побережья Африки и восточного побережья Южной Америки. Батиметрическис глубины фосфатонакопления оценивались в диапазонах от 50 до 20 м.

При этом Г. Н.Батурин дополнил данную схему существенным уточнением: фосфориты не выпадают сразу же из воды на дно, а как бы 'дозревают» в иловых водах внутри осадка на стадии диагенеза, получая там дополнительную подпитку фосфором (известно, что его концентрации так же, как марганца и других элементов, повсеместно в иловых водах на несколько порядков превышают таковые в придонной воде). Диагенетические конкреиии растут и укрупняются, иногда цементируют глинисто-алевритовое вещество в форме фосфатных нлит. В тех случаях, когда на данном участке дна резко активизируется гидродинамическая обстановка (в период морской трансгрессии или регрессии), сильными течениями уносится тонкий терригенный материал, а тяжелые конкреции остаются, сгруживаются и образуют конгломе-ратоподобные остаточные образования так называемого перлювия. Это природный процесс естественного обогащения рудных тел.

Последний факт использован А.С.Соколовым (1999) как аргумент в пользу того, что фосфор мобилизуется за счет высвобождения фосфатного вешества из придонной морской воды, так как изначальное содержание биогенного Р:0, в древесине исчезающе низкое. При этом исследователь сделал оговорку, что содержавшийся в животных организмах фосфор тоже вошел в состав фосфоритов, однако доля его в общем балансе вещества представляется незначительной. Сам по себе биос, его отмершие остатки, их OB служат своего рода катализаторами и активизаторами высаж-дения фосфата из насыщенных им придонных вод, переносимых апвел-¦іингами к шельфу, где реализуется фосфатизация карбонатных и кремневых осадков.

По данным А.С.Соколова, современное распределение учтенных мировых запасов фосфоритов таково: 26 % мировых ресурсов сконцентрированы в венд-кембрии, а 40 % — в мел-палеогене; 14,6% менее крупных, локальных накоплений фосфоритов — в неогене.

В.Н.Холодов справедливо отметил, что каждой эпохе фосфо-ритообразования предшествовала эпоха глубокого эродирования околобассейновых питающих провинций. Холодов опубликовал очень интересную идею о том, что процессам концентрирования фосфатов в донных илах способствовали колебания уровней сероводородного заражения вод во внутриконтинентальных морях. В котловинах и западинах шельфа таких морей заражение обеспечивается перенасыщением донным OB в сочетании с отсутствием вертикальной циркуляцией воды.

Единого механизма происхождения фосфоритов нет, они образуются из разных источников, разными способами и в различных обстановках.

Основным источником фосфора являются живые организмы - фосфор является биогенным элементом. Также значительное количество (однако во много раз меньше, чем в организмах) растворено в морских водах. Соотношение ежегодного поступления в океан при сносе с континентов и из гидротерм не установлено, но уже грубый подсчет показывает резкое преобладание роли сноса, хотя вопрос требует дополнительного изучения и учета эндогенного источника фосфора.

Достаточно очевиден механический способ накопления фосфоритов (однако он является вторичным): для всех обломочных и оолитовых разностей. Если даже признаки окатывания не развиваются, о механическом процессе накопления свидетельствует смешанность материала, указывающая на конденсацию желваков, оолитов, копролитов, раковин и других крупных зерен в результате перемыва осадков с рассеянными крупными фрагментами. Процесс конденсации играет главную роль в образовании рудных пластов фосфорита.

Первичное накопление фосфатов может происходить биологическим или химическим способом. Биологическая форма первичного накопления фосфатов легко устанавливается для ракушняковых фосфоритов (брахиоподовых, аммонитовых и др.) и костяных фосфоритах. При отмирании и гибели организмов, накопивших в своих скелетах фосфатные соединения, их остатки накапливаются и создают первичный фосфоритовый пласт. Однако основными накопителями биогенных фосфатов являются микробные сообщества бактерий и цианобионтов (Михайлова, 2006), чья деятельность продуцирует интенсивное осаждение из воды фосфатосодержащих соединений. Кроме того, во многих мезозойских фосфоритовых конкрециях конкрециях захоронены многочисленные аммониты и двустворчатые моллюски. Эти организмы после их гибели стали центрами кристаллизации фосфатов как источники фосфора при их разложении бактериями. Таким образом, большинство фосфоритов образуется биогенно-хемогенным путем, причем основным источником фосфора являются остатки организмов. Достаточно часто образовавшиеся фосфориты перемываются и конденсируются.
11) Основные факторы формирования осадочных месторождений.

Формирование осадочных горных пород - сложный природный процесс, происходящий в различных условиях, которые определяются разнообразными факторами и силами земной и космической природы. Среди них ведущую роль играют тектонические процессы. Огромное влияние на осадкообразование оказывают климат, рельеф, жизнедеятельность животных и растительных организмов, но все эти факторы в значительной степени регламентируются тектоникой. Кроме того, на образование осадочных пород накладывают отпечаток газовый состав атмосферы, солевой состав и минерализация вод гидросферы, кислотность среды, интенсивность и формы проявления вулканической деятельности, состав пород в областях питания и некоторые другие.

1. Тектонические колебательные движения способствуют трансгрессии и регрессии морских водоемов и, следовательно, перемещение береговых линий. Это отражается на составе и строении отлагающихся осадков. В ряде случаев в результате регрессии могут образоваться обширные мелководные водоемы, имеющие ограниченную связь с открытым морем. В условиях жаркого засушливого климата соленость вод таких бассейнов существенно возрастает, что может вызвать осаждение различных солей. Вследствие тектонических движений изменяются положение областей сноса осадочного материала на континентах, рельеф поверхности, скорость течения рек и временных потоков, что сказывается на минеральном составе и размере обломочного материала.

Тектонический режим в значительной мере определяет скорость накопления осадочного материала. Установлено, что в геосинклиналях она выше, чем на платформах. По данным В.Е.Хаина и А.Б.Ронова, средняя скорость накопления осадков в этих областях соответственно составляла 30-320 и 3-13 мм за 1000 лет. Cкорость накопления осадков на равнинах ниже, чем в предгорьях, а в центральных частях океанических бассейнов - ниже, чем в прибрежных областях.

2.Существенную роль в формировании осадочных пород играет рельеф поверхности суши и дна водоемов. В горных районах может образовываться и перемещаться крупный обломочный материал - от первых миллиметров до нескольких метров. В равнинных областях обычно формируется мелкий обломочный материал, составляющий доли миллиметра. При скорости течения равнинных рек до 0,3-0,5 м/с может переноситься песок, алеврит, пелитовые частицы. Горные реки, скорость течения которых достигает 8-10 м/с, способны переносить валуны и даже глыбы.

В морских условиях рельеф дна бассейна в значительной мере определяет характер распределения осадка. Пониженные элементы рельефа благоприятны для его накопления, а приподнятые нередко подвергаются размыву, при этом в первую очередь уносятся наиболее мелкие частицы, и вследствие этого происходит относительное обогащение осадка крупными частицами. При крутом уклоне дна более 20-30° осадочный обломочный материал, не задерживаясь в прибрежной зоне, скатывается на глубину и отлагается на уступах или в зоне выполаживания рельефа дна.

3. Климат также оказывает большое влияние на формирование осадочных пород. Сам он определяется многими причинами и факторами, среди которых ведущую роль играют интенсивность солнечной радиации, положение участков поверхности Земли относительно Солнца, прозрачность и состав атмосферы, гипсометрия суши, соотношение площадей суши и моря, интенсивность теплового потока Земли и все эти факторы в значительной мере определяются тектоническими причинами.

Учитывая важную роль климата на разных этапах образования осадочных пород, Н.М.Страховвыделил четыре климатических типа литогенеза: 1) ледовый; 2) гумидный; 3) аридный; 4) аклиматический, вулканогенно-осадочный.

1) Ледовый тип литогенеза. Он характеризуется тем, что основная часть осадочного материала образуется в результате механического выветривания скал ледником. Перенос осадочного материала, осуществляется в основном ледниками и в незначительной степени водой подледниковых ручьев. В области осадконакопления отлагается неотсортированный по размеру материал, из которого затем формируются породы мореного типа. В современную эпоху ледовый тип литогенеза развит на континентальных массивах высоких широт и в горных районах, выше снеговой линии.

2) Гумидный тип литогенеза. Этот тип характеризуется тем, что осадочный материал образуется не только в результате механического выветривания, но и за счет химического разложения и жизнедеятельности организмов. Поскольку гумидный тип литогенеза осуществляется в различных климатических обстановках (тропической, субтропической, умеренной и даже арктической), то осадки имеют свои специфические особенности, влияющие на облик образующихся из них породы.

3) Аридный тип литогенеза. Этот тип литогенеза развивается в обстановке пониженной влажности и повышенной температуры. Он характерен для континентов, но может быть развит и во внутриконтинентальных озерных и морских бассейнах. Осадочный материал в областях аридного литогенеза образуется главным образом, за счет механического выветривания выходящих на поверхность пород, в результате химического осаждения солей, а также вследствие жизнедеятельности организмов. Часть осадочного материала поступает из располагающихся по соседству областей гумидного климата вместе с мощными временными потоками, ручьями и реками. Для данного типа литогенеза характерны следующие породы: эоловые пески и песчаники, глинисто-алевритовые образования, известняки, доломиты, гипсы, ангидриты, каменная соль и некоторые другие.

4) Аклиматический (вулканогенно-осадочный) тип литогенеза. Он не связан с климатом и присущ областям вулканической активности, которые располагаются в различных климатических зонах. В этом случае осадочный материал в значительной мере поставляется вулканами в виде вулканического пепла, вулканических бомб.

4. Жизнедеятельность организмов, как уже отмечалось, существенным образом отражается на осадочном породообразовании. Многие водные организмы строят свои скелеты, заимствуя химические соединения из воды морских бассейнов. После отмирания организмов их минеральные скелеты поступают в осадок и нередко образуют скопления большой мощности.

В осадках водоемов гумидных областей содержание органического вещества выше, чем в осадках аридных; в глинистых илах - больше, чем в песках и алевритах. В результате жизнедеятельности некоторых организмов формируются рифовые карбонатные постройки, образуются такие специфические породы, как каменные угли, фосфориты, диатомиты.