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: 8 из 8

19) Глины, их кристаллохимическая классификация и генезис.

Глинистые (глиняные) породы — самые распространенные (свыше 40 %) осадочные породы. Они состоят в основном из частичек слоистых силикатов — глинистых минералов: каолинита, различных смектитов (монтмориллонита, бейделшта, нонтронита, сапонита и др.), гидрослюд (иллит), реже ленточных силикатов (палыгорскита, сепиолита и др.). Размер глинистых частиц, как правило, близки к 0,001 мм и меньше.

Особо подчеркнем, что главным критерием принадлежности пород к классу глинистых служит не размерность, но состав компонентов. Технически можно измельчить любые минералы до пелитовой размерности, но при этом получится, по образному сравнению М.С.Швенова, пудра — тонкий порошок, лишенный главного свойства глины: пластичности при размокании. Такое свойство придают породе агрегаты глинистых минералов с присущими только им особенностями структуры кристаллических каркасов.

Глинистые породы, подобно обломочным, подразделяются по вещественному составу на мономинеральные, олигомиктовые и полимиктовые, именуемые соответственно названиям преобладающих глинистых минералов. Но абсолютно мономинеральные породы представляют собою минералогическую редкость. В большинстве своем они содержат различные примеси. В качестве примесей могут присутствовать обломочные зерна кварца, полевых шпатов, слюд и других минералов, а также OB и аутигенные минералы (карбонаты, цеолиты, фосфаты, сульфаты, сульфиды, оксиды и Др.). Эти примеси нередко влияют на окраску породы: оксиды железа обусловливают красные тона, OB — коричневато-бурые или черные. Некоторые глинистые минералы (например, глауконит и хлориты) имеют собственный зеленый цвет. В сочетании с примесями микрокристаллического золотисто-желтого аутигенного пирита они придают породам характерный синеватый оттенок окрасок, который типичен, например, для глины кембрийского возраста в Ленинградской области.

Глинистые минералы возникают преимущественно в процессе химического выветривания или (реже) гидротермальной переработки различных пород на суше и на дне морских водоемов, а затем они переоткладываются водными потоками, льдом или ветром, формируя слои глинистых отложений. По степени их уплотнения выделяют: глинистые илы — водонасыщенные осадки с пористостью свыше SO-90 %; глины — породы с пористостью около 80 — 40%, которые обладают наиболее отчетливо выраженным свойством пластичности; уплотненные глины, размокающие только через несколько часов после смачивания, и неразмокающие в воде аргиллиты, имеющие пористость от 5 до 2%. Последние формируются из глин, погруженных на глубины не менее 2 — 4 км, где температуры приближаются к 80 — 120 °С.

Классификация глин.

Вспомним об архитектуре кристаллических решеток глинистых минералов. Их основными «строительными микроблоками служат кремнекислоролные тетраэдры и алюминиево-кислородно-гидроксильные либо магниево-кислоролно-гидроксильные октаэдры. Тетраэдры и октаэдры через общие анионы О2- либо (ОН)"" выстраиваются в слои, либо в поясные ленты. Комбинации тетраэдрических и октаэдрическнх слоев образуют пакеты, различные по своему устройству для различных семейств глинистых минералов.

Проще всего устроены пакеты минералов семейства каолинита: они двухслойны. Каждый тетраэдрический слой через общие анионы О'2 структурно связан со слоем октаэдрическим. В центре каждого тетраэдра располагается катион Si а внутри каждых двух из трех октаэдров помешается Al3* (каждый третий октаэдр остается незаселенным, отчего данная разновидность минералов именуется диоктаэдрической). Пакеты каолинита чередуются между собой таким образом, что группы (ОН)" основания октаэдрического слоя находятся напротив анионов О2' вершин тетраэдров нижележащего пакета.

Родственники каолинита — диккит и накрыт, имеющие одинаковые с ним химические формулы, отличаются определенными разворотами пакетов друг относительно друга вокруг кристаллографической оси «с». Такое свойство изменений кристаллической решетки именуется политипией.

Гомологами каолинитовых минералов являются минералы группы серпентина, отличающиеся тем, что у них в центре октаэдрических ячей вместо алюминия поселились двухвалентные катионы Mg2+ или Fe2+. Они занимают 3 ячейки из 3 возможных, поэтому такая разновидность минералов относится к категории триоктаэдрических. Забегая несколько вперед, заметим, что диоктаэд-рические каолиниты более всего развиты на континентальных, а триоктаэдрические серпинтиниты — на океанических блоках земной коры.

Следующая группа очень разнообразных и распространенных минералов — смектиты. Их пакеты в отличие от предыдущих минералов трехслойные. В центре каждого пакета расположен окта-эдрический слой, а сверху и снизу — слои тетраэдрические. Именно таким строением кристаллических решеток обусловлено главное физическое свойство смектитовых глин: их сильная разбухаемость при смачивании. Разновидностей смектитовых минералов известно много по двум причинам. Во-первых, в зависимости от заселения октаэдров трех- либо двухвалентными катионами, смектиты бывают диоктаэдрическими (преобладают в природе) и триокта-эдрическими. Во-вторых, в октаэдрах и иногда в тетраэдрах катионы замещают друг друга: Al — Fe3, Mg2 — Fe2, и наоборот. Это свойство именуется изоморфизмом. Благодаря ему смектиты представлены многими изоморфными разновидностями: диоктаэдрическими — монтмориллонитами глиноземистыми, глиноземисто-железистыми и железисто-глиноземистыми, а также целиком железистыми разностями, именуемыми нонтронитами; а также триотраэдрическими — разнообразными сапонитами.

Гидрослюды — диоктаэдрические (родственники мусковита — илиты) и триоктаэдрические (гомологи биотитов), распространены так же широко, как и смектиты. Они тоже имеют 3-слойные решетки. В октаэдрических слоях гидрослюд, как и у смектитов, развит изоморфизм. В соответствии с ним выделяются разновидности железистых слюд. При высоких содержаниях Fe3* (до 27%) и Fе2* (до 2 — 7%) образуется широко распространенная в осадочных породах разновидность диоктаэдрической гидрослюлы — глауконит. Родственный ему минерал, но с преобладанием над железом катионов Mg- именуется селадонитом.

Седиментогннные хлориты. так же как и глаукониты, обладают зелеными (обычно менее яркими) окрасками. Показатели преломления их высокие, угасания прямые. Строения кристаллических решеток наиболее сложные — многослойные. Трехслойные пакеты у хлоритов расклиниваются вместо калиевых катионов (свойственных слюдам) целым слоем октаэдров с двух- или трехвалентными катионами (Mg, Fe2, Fe3)' в центральных позициях. Выделяются диоктаэдрическне, триоктаэдрические и смешанные ди-, триоктаэдрические их разности; а по составу катионов — существенно железистые, магнезиальные и переходные между ними хлориты.

Между смектитами и гидрослюдамн, а также смектитами и хлоритами существует множество переходных разностей, именуемых смешанослойными минералами. В кристалле смешанослойного минерала чередуются пакеты смектитовые с пакетами иллитовыми либо хлоритовыми (стабильными). В тех случаях, когда лабильных и стабильных пакетов содержится равное количество (50% на 50%), минералы получили индивидуальные названия: слюда-смектиты — ректориты, хлорит-смектиты — корренситы.

Завершая минералогический обзор, несколько слов надо сказать и о реже встречаемых минералах сепиолит-палыгорскитовой группы (и составе вещества некоторых кор выветривания, а также океанических и морских глин). В структуре кристаллической решетки этих минералов тетраэдры и октаэдры структурированы не послойно, а ленточно, следствием чего является игольчатый и волосовидный облик этих минералов в электронно-микроскопических препаратах.
20) Карбонатные породы, их номенклатура, генезис.

Карбонатные породы, сложенные кальцитом либо арагонитом (CaCO3), доломитом (CaMg(CO3)), сидеритом (FeCO3), магнезитом (MgCO3), родохрозитом (MnCO3), занимают но распространенности (около 18 %) третье место после глинистых и обломочных пород.

Известняки пользуются наибольшим распространением и видовым разнообразием. Основой их классификации служат компонентные составы и структурные особенности, в которых находят свое отражение конкретные способы седиментации и постседи-ментационных изменений известковых отложений. Морфология их компонент несет в себе ценную генетическую информацию. Рассмотрим это на конкретных примерах.

Породообразующие компоненты

Породообразующие компоненты известняков весьма разнообразны. Одну их группу (большую) представляют несомненно биогенные разности, которые можно разделить на две основные категории: I) цельные скелетные образования, относимые к группе аутигенных компонентов— это остатки колониальных кораллов, мшанок, мшанково-водороелсвых накоплений, а также цельных раковин брахиопод, двустворок, остракод, форами-нифер, кокколнтофорид и других организмов, когда-то обитавших и захороненных здесь же: 2) обломки скелетов, привнесенных извне, т.е. компоненты аллотигенные. Последние именуются детритом.

Другая группа компонентов представляет собой округлые и эллипсообразные, так называемые сфероагрегатные образования. Они имеют различные микроструктуры и способы формирования — хемогенные и биогенные (включая сюда и водорослево-бактериальные). Главнейшие их представители — оолиты, низолиты, пеллеты, копролиты и онколиты.

Оолиты - это сферические зерна диаметром менее 2 мм (с булавочную головку), обладающие характерным концентрически-зональным строением вокруг какого-нибудь мелкого «зародышевого» фрагмента (осколка раковины, мшанки либо алевритового зернышка кварца, кальцита или иного минерала). Оолиты, наподобие древесных колец, формируются сезонно — в результате нарастания микрокристаллического карбонатного вешества на различные обломочные зерна. Некоторые оолиты, претерпевшие постседиментационную перекристаллизацию, приобретают радиально-лучистое строение вследствие того, что соседствующие многочисленные кристаллики кальцита теснят друг друга на поверхностях сферы и удлиняются только в радиальных направлениях. Сильно перекристаллизованные оолиты именуют сферолитами. А особо крупные их разновидности (диаметром более 2 мм — с горошину) получили название пизолитов. Все они представляют собой преимущественно хемогенные либо бактериально-хемогенные образования.

Внешне похожие на оолиты продукты жизнедеятельности цианобактерий называются онколитами. Морфологически онколиты отличны сильно извилистой и петлеобразной формой своих известковых налетов вокруг обломочной «затравки» и наличием заметных примесей тонколисперсного непрозрачного органического вещества (ОВ).

Другие округлые образования, соразмерные с оолитами и онколитами, но имеющие совсем иное внутреннее строение и происхождение, именуются пеллетами. Они, в противоположность оолитам не обладают внутренней структурой, образованы хаотичной смесью микрозернистых карбонатных частиц с некоторой примесью тонкоалевритового, глинистого вещества и (или) ОВ, благодаря чему в петрографическом шлифе эти комочки отчетливо выделяются своими относительно темными, буровато-серыми окрасками с очень слабо выраженной агрегатной поляризацией. Предполагается, что пеллеты образованы либо в результате деятельности илоялных организмов на дне водоема, либо вследствие выделения там газовых пузырьков, либо в результате «почкования» водорослей. Во всяком случае биогенная их природа сомнений не вызывает. В этой группе присутствуют и фекальные комочки моллюсков, раков и других донных обитателей морей и лагун, именуемые капролитам.

Эдафогенные компоненты, к данной категории принадлежат так называемые интракласты и литокласты. Это обломки полузатвердевшего ила либо полностью сцементированных карбонатных и глинисто-карбонатных пород; они обладают своими индивидуальными структурно-текстурными признаками. Способ их накопления — механогенный. Источники — либо местные (применительно к интракластам), либо разрушаемые более древние породы (литокласты).

Наконец, последняя категория компонент — это кристаллически-зернистые агрегаты кальцита, сформированные хемогенными способами — путем кристаллизации из растворов либо вследствие вторичной перекристаллизации карбонатного осадка . По своим структурным признакам эти образования подразделяются на два вида. Один из них представляет собой кристаллические агрегаты мельче 1 мкм, которые именуются пелито-морфными, Более крупные агрегаты зерен именуются гранобластовыми сростками кальцита, очень крупные, макроскопически заметные кристаллы называются также шпатовым кальцитом.

Основы классификаций

Отечественные литологи выделяют следующие главные классы и виды пород описываемой группы.

1. Известняки бноморфные цельноскслетные — коралловые, мшанковые, водорослевые, брахиоподовые, двустворковые, ост-ракодовые, фораминиферовые и др.

2. Известняки биоморфно-детритовые, сложенные более чем на 50 % осколками скелетных остатков — брахиоподовые, мшанковые, криноилныс, полилетритовыс.

3. Известняки бноморфные пслоидные, состоящие более чем на 50 % из пеллст, колролитов и подобных им комковатых частиц.

4. Известняки сфероагрегатные — оолитовые, пизолитовые, сферолитовые.

5. Известняки обломочные, состоящие в основном из карбонатных литокласт или интракласт. Подразделяются на виды в соответствии с формой и размерами кластических зерен — наподобие классификации пород обломочных, т. е. со структурами: брек-чиевыми, конгломератовыми, дресвяными, гравийными, песчаными, алевритовыми и пелитовыми.

6. Известняки кристаллически-зернистые, или криптогенные (т.е. неясного генезиса, вторично перекристаллизованные — вплоть до превращения их в мраморы).

Способы и условия формирования известковых отложений

Если они в основном своей массе представлены скелетно-раковинными остатками животных организмов либо продуктон их жизнедеятельности (например, окаменелыми комковатыми экскрементами червей, моллюсков, рыб и других морских животных — коп-ролшпами или пленками обыэвесткованин цианоЬактериалышх матов), то в таких случаях становится очевидным биогенный генезис исходного осадка. Иные по своему облику обломочные структуры служат свидетелями механоге иных процессов седиментации. А сфероагрегатные (оолитовые) образования присущи хемогенному либо биохемогенному способам карбонатонакопления.

Начнем со способов образования морских известковых илов. Они продуцируются как донными (бентосными), так и плавающими (планктонными) организмами — животными, растительными и бактериальными. Из курсов обшей геологии и палеонтологии известно, что многие животные извлекают из воды кальций, который они используют на построение своих раковин, панцирей и скелетов из арагонита либо кальцита. Это представители планктона: многие фораминиферы, птероподы, головоногие моллюски; а также бентосные обитатели: донные фораминиферы, кораллы, мшанки, археоциаты, трилобиты, криноилси, морские ежи и звезды, брахиоподы, лвустнорки, гастроподы и др. Они своей жизнедеятельностью, гибелью и воспроизводством новых поколении вносят большой вклад в карбонатонакопление так называемой литорали — участка морского шельфа с небольшими глубинами, куда проникал солнечный свет, необходимый дли существования большинства из вышеназванных обитателей. При этом надо заметить, что накопление чистых известковых осадков происходит на тех обширных площадях морского дна, куда не поступают вовсе или поступают в малом количестве песчаные и алев-рито-глин истые компоненты, т.е. вдали от речных дельт и от обрывистых берегов. Иначе может возникнуть парадоксальное несоответствие: при обильной садке CaCO3, он подавляется терригенно-глинистым материалом, в котором карбонатное вещество составляет второстепенную примесь.

Очень большой вклад в карбонатонакопление вносят не только животные, но водоросли совместно с цианобактериями, продуцирующие на дне водоема так называемые цианобактериалыше маты. Их окаменелые остатки представляют собой пластовые либо бугорчатые и столбообразные строматолиты, широко распространенные в разновозрастных отложениях — от позднедокембрий-ских (где они используются в качестве стратиграфических индикаторов неопротерозоя) и до современных. Механизмы их карбонатизаиии обусловлены процессами фотосинтеза. Поглощение СО2 из воды стимулирует перевод растворенного в ней бикарбоната в твердую фазу CaCO3. Он концентрируется двояким способом; заполняет полости прежних газовых "пузырьков (создается микроструктура так называемого птичьего глаза) и покрывает микритовой пленкой само бактериально-водорослевое тело. Оно в конечном счете отмирает, но на известковой корочке поселяются его потомки, которые повторяют историю своих предков многократно.

Обратимся теперь снова к биостромам, биогермам (см. рис. 8.4) и формируемым ими рифовым постройкам. Рифы — это сложные геологические образования, возникающие в результате жизнедеятельности колониальных или нарастающих организмов и представляющие собой карбонатный массив, сложенный, по крайней мере частично, остатками организмов и продуктами их разрушения. Поскольку скорость роста рифа превышает скорость накопления окружающих осадков, его мощность больше мощности синхронных отложений, и он возвышается над ними.

Среди рифов выделено два крупных типа — каркасные и бескаркасные. Рифовые постройки формировались либо в виде изолированных тел среди отложений литорати, либо образовывали цепь тел на перегибе мелкого моря к глубокому, либо формировали атоллы подводных возвышенностях вулканогенной природы в океанах.

В пределах глубоководья, морского и океанского, карбонатные илы имеют иной облик. Это пелитоморфные отложения почти без признаков сезонной слоистости (т.е. с беспорядочными, массивными текстурами). Механизм их накопления практически полностью биогенный — за счет длительного осаждения частица за частицей раковин нектонных организмов (главным образом головоногих моллюсков), а с позднего мела в основном обитателей планктонных — кокколитофорид, птеропод, фораминифер.

Глубоководные известковые илы пользуются широкой распространенностью на океанском дне, однако не повсеместно, а до батиметрических уровней в 3,5 — 5,5 км. Ниже развиты только красные глубоководные глины либо кремнистые илы (диатомитовые и радиоляриевые), несмотря на то что над ними, в приповерхностных прогреваемых и освещаемых солнечным светом водах, продолжают интенсивно плодиться и погибать организмы-карбона -тонакопители. Этот кажущийся парадокс объясняется тем, что на больших глубинах при увеличении давления и уменьшении температуры воды (она у дна океана снижается почти до +2 °С) повышается растворимость газов, а следовательно, возрастает содержание CO2. Он способствует растворению опускающихся на эти глубины карбонатных раковинок.