Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Происхождение осадков

Происхождение терригенных кластических зерен

Терригенные кластические (обломочные) зерна образуются при физическом и химическом разрушении исходной породы. В результате образуются характерные продукты разрушения и растворы. Химические изменения частиц происходят и после их отложения, в области диагенеза. Поэтому обломочные отложения радикально отличаются от исходной породы. Например, среднее содержание полевых шпатов в изверженных и метаморфических породах 60%, в песчаниках 12%.

Роль воды в выветривании пород

Наиболее важная особенность нашей планеты – присутствие значительного количества воды и водяного пара. Вода обладает необычными свойствами. Молекулы воды – электрические диполи. Химические связи между атомом кислорода и двумя атомами водорода представляют собой результат перекрывания облаков электронов атомов водорода и кислорода. Теоретически эти связи должны быть расположены под углом 90° относительно друг друга, но вследствие отталкивания между атомами водорода, угол между связями составляет около 104°. Когда молекулы воды находятся в большом количестве, они ориентируются относительно друг друга посредством водородных связей из-за полярной природы ковалентных связей Н2О. С помощью водородных связей образуются тетраэдрические группы из четырех молекул.

Образование молекул воды

Образование тетраэдрических групп молекул воды

Особенности строения молекул объясняют многие из отличительных свойств воды:

  1. Высокая растворяющая способность.
  2. Высокое поверхностное натяжение и большая способность проникать по капиллярам.
  3. C понижением температуры вязкость воды возрастает.
  4. Плотность воды при понижении температуры увеличивается.
  5. Это обусловлено сжатием, вызываемым уменьшением теплового движения молекул. Однако в то же самое время идет обратный процесс: из-за образования все большего числа водородных связей происходит расширение. До – 4°С сжатие преобладает. При этой температуре плотность воды максимальна. При температуре ниже 4°С плотность вновь уменьшается, так как тетраэдрические молекулярные группировки начинают перестраиваться в гексагональные структуры льда. При T° = –22°С лед достигает своей минимальной плотности и максимального давления расширения.
  6. Молекулы воды диссоциируют на ионы Н+ и ОН, однако обычно степень диссоциации очень мала. Н+ ответствен за кислотность водных растворов. Величина рН – отрицательный логарифм концентрации свободных ионов Н+, выраженной в граммах на литр. В водных растворах под действием других реакций и реагентов образуются ионы Н+ или ОН. Например, ионы Н+ образуются в речной или почвенной воде при участии углекислого газа в ходе реакции

    Н2О + СО2 ↔ Н2СО3 ↔ Н+ + НСО3,

    а также под действием гуминовых кислот и кислот бактериального происхождения.

  7. Разрушение силикатных минералов часто происходит вследствие гидролиза – ионы Н+ замещают катионы металлов в кристаллических решетках. Ионы ОН или НСО3 могут соединяться с замещенными катионами и образовывать растворы или локальные осадки.

Окисление и восстановление

Химические элементы в зоне выветривания стремятся к достижению равновесия с окружающей их окислительной или восстановительной средой. Окисление – потеря электронов. Восстановление – присоединение их. Наиболее важный природный окисляющий агент – кислород.

Окислительно-восстановительный потенциал реакций обозначается Еh. Отрицательные величины Еh обозначают восстановительные условия, а положительные – окислительные. Большинство элементов в зоне выветривания и в верхних частях колонок отложенных осадков окисляется. Восстановление происходит:

  • в бедных кислородом заболоченных почвах,
  • ниже поверхности аэробной зоны при подводном накоплении осадков,
  • в так называемых эвксинных условиях.

Поведение породообразующих минералов в процессе выветривания

Большинство силикатных минералов изверженных и метаморфических пород разрушается. Происходит образование «новых» минералов, таких, как каолинит, монтмориллонит и иллит. При движении снизу вверх по профилю выветривания содержания Al2O3, Fe2O3 и К2О возрастают, а содержания SiO2, FеО, СаО и Nа2O уменьшаются. Распространенность других первичных минералов весьма изменчива и зависит от ряда факторов: а) климат и тип выветривания; б) распространенность пород, содержащих те или иные минералы; в) твердость минералов; г) первоначальный размер их зерен; д) скорость осаждения и др.

Устойчивость к выветриванию силикатных минералов изверженных пород

Продукты разрушения пород и вновь образованные минералы

В процессе выветривания происходят реакции окисления и гидролиза. К, , Са, Мg переходят в раствор. Остаются SiO2 и алюмосиликаты. Железо окисляется: Fe+2 → Fe+3. Образуются глинистые минералы. Они могут легко переноситься в виде взвеси.

Глинистые минералы дают информацию об условиях выветривания:
каолинит образуется на кислой стадии гумидного выветривания пород, обогащенных полевыми шпатами;
иллит образуется на щелочной стадии выветривания полевых шпатов и слюд в случае, когда не выщелачиваются подвижные катионы (К+ и др.);
монтмориллонит образуется на щелочной стадии выветривания основных изверженных пород в условиях дефицита ионов К+.

Физическое выветривание

Две наиболее важные формы физического выветривания – морозное и солевое.
Морозное выветривание – результат расширения воды во время замерзания.
Солевое выветривание – гидратация, разогрев и рост кристаллов, приводящие к разрушению породы. Наиболее активно разрушают породы сульфаты Na и Mg.

Вынос осадочного материала

Важнейшие факторы, контролирующие вынос: климат, растительный покров, состав пород, рельеф.

На карте виден максимальный вынос осадочного материала в тропических районах с периодами сезонных дождей. В направлении к экваториальным районам, где сезонные факторы отсутствуют, вынос уменьшается. Уменьшение происходит и по направлению к аридным зонам (как жарким, так и холодным) с небольшим количеством осадков. Влияние рельефа отчетливо видно в районах Кордильер и Гималаев.

Мировое распределение величины механической денудации, водосборные бассейны крупнейших рек и приблизительное значение разгрузки твердого материала, осаждающегося вблизи устьев рек (по Страхову и Стоддарту)

Зрелость осадков

Зерна первого цикла – образовавшиеся непосредственно из метаморфических или изверженных пород. Впоследствии эти зерна могут входить в состав осадочных пород. Зерна второго цикла образуются в результате эрозии этих пород и т.д. В каждом цикле зерна становятся более мелкими, более окатанными; увеличивается количество зерен кварца, уменьшается количество зерен неустойчивых минералов. Отложения становятся все более «зрелыми».

При палеогеографических реконструкциях частой ошибкой является предположение, что кластические осадки состоят из зерен первого цикла; в действительности это случается редко.

Происхождение зерен карбоната кальция

В отличие от терригенных кластических зерен, частицы карбоната кальция обычно образуются в самом водоеме осаждения и, как правило, имеют морское происхождение.

Современные морские карбонатные осадки

Современные морские карбонатные осадки имеют очень широкое распространение. Можно выделить три группы карбонатных осадков:

  1. Океанические биогенные пелагические карбонаты.
  2. Шельфовые карбонаты тропической и субтропической зон. Преобладают биогенные, однако в ряде мест важную роль играет хемогенный СаСО3.
  3. Шельфовые карбонаты умеренных зон распространены широко и являются сугубо биогенными.

Распространение современных морских карбонатов

Помимо морских карбонатов, карбонатные осадки встречаются во многих пресноводных озерах и в озерах с повышенной соленостью.

Состав пресных и морских вод

При сопоставлении средних составов речных и морских вод выявляется,что
а) концентрация растворенных солей в морских водах примерно в 300 раз больше, чем в пресных;
б) концентрации катионов в морских водах убывают в следующем порядке:
Na+→Мg2+→Са2+→К+,
анионов Cl-→SO42-→HCO3-,
а в пресных
катионов Са2+→Na+→Мg2+,
анионов HCO3-→SO42-→Cl-.

Сопоставление состава морских и речных вод
Ион Концентрация, г·моль·л Отношение
Морская вода/
Речная вода
Морская вода Место в ряду Речная вода Место в ряду
+ 0,47 (2) 2,7·10–4 (3) 1740
K+ 1,0·10–2 (5) 5,9·10–5 (7) 170
Ca2+ 1,0·10–2 (5) 3,8·10–4 (2) 26
Mg2+ 5,4·10–2 (3) 1,7·10–4 (5) 318
Cl 0,55 (1) 2,2·10–4 (4) 2500
SO42– 3,8·10–2 (4) 1,2·10–4 (6) 317
НСО3 1,8·10–3 (6) 9,55·10–4 (1) 1,9
7,9   ~7    
Ионная
сила
0,65   0,002    

 

Из этого следует, что морская вода не является просто концентрированной речной водой.

Вследствие образования комплексных ионов и ионных пар растворы, подобные морской воде, называют растворами с большой ионной силой. Морская вода имеет ионную силу около 0,65, тогда как пресная вода – порядка 0,002. Вследствие этого растворимость СаСО3 в морской воде намного выше, чем в пресной. Основным процессом химической дифференциации является биологическое выведение СаСО3 в твердые части скелетов живых организмов.

Главные карбонатные минералы

Карбонат кальция оразует две полиморфные разновидности: кальцит и арагонит. Оба минерала могут образовываться как хемогенным так и биогенным путём.

Кальцит

В кальците возможно широкое замещение иона Са2+ ионом Мg2+. Поэтому правильнее записывать формулу кальцита

(Са1–xМgx)СО3,
где x ≤ 0,4, обычно 0,01—0,25

Если содржание Мg более 4% – это высокомагнезиальный кальцит. В теплых водах в твердых частях организмов содержится больше Мg .

Са2+ может замещаться Fе2+ (до нескольких тысячных).

Арагонит

Арагонит из пресных вод не осаждается. В условиях поверхности Земли арагонит является неустойчивым. Арагонит может присоединять Sr2+ до 1%.

Доломит

СаМg(СО3)2

Доломит в основном является диагенетическим. Мg может замещаться Fе2+ в ряду доломит-анкерит

(СаМg0,750,25(СО3)2

Кристаллическая решетка доломита в высокой степени упорядочена: чередуются слои катионов и групп СО32–, в которых катионные слои попеременно представлены ионами Са2+ и Мg2+.

Современные мелководные тропические и субтропические отложения содержат преимущественно арагонит и высокомагнезиальный кальцит, мелководные карбонаты умеренных широт – главным образом низкомагнезиальный кальцит.

Хемогенное осаждение карбонатов

Поверхностные морские воды пересышены в отношении арагонита, кальцита и доломита. Однако, хемогенное осаждение СаСО3 происходит только в некоторых тропических и субтропических районах и в меньших объемах, чем биогенное осаждение. Непосредственно из морской воды осаждается только арагонит. Осаждение СаСО3 определяется реакциями:

Н2O + СО2 ↔ Н2СО3
СаСО3 + Н2СО3 ↔ Са2+ + 2НСО3–

Осаждению СаСО3 благоприятствует уменьшение содержания в воде СО2. Это обеспечивают нагревание и фотосинтез.

Доломит из морской воды должен был бы осаждаться первым. Этого не происходит потому, что очень высокая упорядоченность кристаллической решетки доломита ведет к очень медленному образованию ядер кристаллизации и росту кристаллов. В лабораторных условиях осаждаются протодоломиты – метастабильные магнезиальные кальциты, имеющие химический состав доломита.

Биогенные карбонатные зерна

Преобладающая часть карбонатных частиц образуется из твердых частей скелетов беспозвоночных известковых организмов. Организмы образуют свои скелеты из арагонита, низкомагнезиального и высокомагнезиального кальцита. Некоторые из них имеют полиминеральные раковины. Характер скелетных карбонатных частиц менялся в течение геологического времени в соответствии с эволюцией организмов.

Микритовые оболочки и интракласты

Тонкозернистый, иловой размерности, карбонат называется микритом. На поверхности скелетных обломков сверлящие цианобактерии образуют микритовые оболочки (1). Микритовые оболочки могут замещать биокласты целиком – образуются аморфные комки (2).

Интракластывнутриформационные обломки – образуются в бассейне осадконакпления при размыве ранее образованных осадков. Аморфные комки, образовавшиеся вследствие микритизации, не являются интракластами, однако они неотличимы от настоящих интракластов.

Микритовая оболочка (1) и аморфный комок (2) в шлифе

Пеллеты и пелоиды

Многие организмы пропускают через себя ил, чтобы извлечь питательные вещества. Использованный ил выбрасывается в виде фекальных пеллет – яйцеобразных аморфных комочков длиной от 0,1 до 3 мм и толщиной от 0,05 до 1 мм. В древних породах фекальные пеллеты трудно отличить от аморфных комков, образовавшихся при микритизации обломков, и от интракластов. Поэтому для овальных микрозернистых частиц лучше использовать термин пелоид.

Пелоиды в шлифе

Оолиты и онколиты

 

Оолиты – сферические или слегка овальные карбонатные частицы с ядром из обломочного материала и концентрически-слоистой оболочкой. Оолиты размером более 2 мм называют пизолитами.

Онколиты – овальные карбонатные образования. Они тоже имеют ядро и концентрическую слоистую оболочку. От оолитов отличаются невыдержанностью слоев и большими размерами. Образуются деятельностью цианобактерий (сине-зеленых водорослей). Онколиты размером менее 2 мм называют микроонколитами.

Схема строения оолита (>2 мм – пизолит)

Схема строения онколита (<2 мм – микроонколит)

Эвапориты

Эвапориты – соли, которые осаждаются путем выпаривания из природных вод.

Морская вода – ненасыщенный раствор по отношению ко всем солям. Гипс ближе к насыщению и начинает выпадать из раствора раньше галита. Соли калия осаждаются последними из сильно концентрированных рассолов. Простой концентрации солей за счет испарения морской воды недостаточно для образования толщ эвапоритов. При полном выпаривании вод Мирового океана мог бы образоваться слой эвапоритов мощностью всего 60 м. Однако мощность некоторых эвапоритовых толщ достигает 1 км.

Простейшая модель образования эвапоритов – мелководный бассейн, отделенный от моря валом.

Интенсивное испарение приводит к насыщению раствора и выпадению солей. Испарение происходит с пополнением морской водой через узкий проход. Дно бассейна должно погружаться, иначе бассейн быстро заполнится.

Схема эвапоритового бассейна

Соотношение объёмов различных солей в природных толщах отличается от соотношения, получаемого от выпаривания морской воды в лабораторных экспериментах.
Сравнение разрезов осаждающихся солей:
а – морская вода,
б – эвапориты цехштейна,
в – среднее значение для эвапоритов.

Биогенный кремнезем

Морская вода резко недосыщена относительно кремнезема. Основной источник кремнистых зерен в современных осадках – панцири радиолярий и диатомей.

Основные области распространения кремнистых илов на дне океана – области высокой биологической продуктивности поверхностных вод. Выделяются субарктический и субантарктический пояса с преобладанием диатомей, и экваториальный пояс с преобладанием радиолярий.

Распространение биогенного опала в донных осадках Тихого и Индийского океанов (по А.П. Лисицыну)

Фосфаты

Средняя концентрация фосфора в морской воде составляет около 0,07 мг·л–1. В теплых поверхностных водах концентрация фосфора составляет лишь 0,003 мг·л–1. В таких водах высока активность фитопланктона, который поглощает фосфор. Более глубокие холодные воды могут содержать 0,1 мг·л–1 фосфора. Это зона регенерации, где фосфор возвращается в раствор.

Схема осаждения фосфатов (по А.В. Казакову, 1937)

Наиболее благоприятные условия для осаждения фосфатов – на шельфах и океанских плато, где происходит подъем глубинных океанских вод (апвеллинг). Наблюдается тесная связь между распространением фосфатов и глауконита. Глауконит и фосфаты встречаются в горизонтах восстановительных условий седиментации.

Выводы

  1. Терригенные обломочные зерна образуются в процессе физического и химического разрушения (выветривания) исходных пород.
  2. Важнейшую роль в процессе выветривания играет вода.
  3. В процессе выветривания происходит окисление и гидролиз силикатных минералов. В результате образуются глинистые минералы.
  4. Физическое выветривание в основном происходит в результате замерзания воды и роста кристаллов соли в трещинах.
  5. Основная масса терригенного материала транспортируется к месту осаждения крупными реками в форме суспензии.
  6. Частицы карбоната кальция обычно морского происхождения, но карбонатные осадки встречаются также во многих пресноводных и соленых озерах.
  7. Зерна карбоната кальция образуются в результате как химического так и биохимического осаждения.
  8. Осаждение карбоната кальция контролируется содержанием растворенного CO2.
  9. Биогенные карбонатрые зерна – это части скелетов беспозвоночных и могут состоять из арагонита, низко-Mg и высоко-Mg кальцита. Непосредственно из морской воды выпадает в осадок только арагонит.
  10. Абиогенные карбонатные зерна включают оолиты, пизолиты, пелоиды и интракласты. Онколиты образуются при содействии цианобактерий.
  11. Эвапориты - это соли, которые осаждаются при испарении природных вод. Основными эвапоритовыми минералами являются гипс, ангидрит и галит.
  12. Основной источник кремнистых зерен – раковины радиолярий и диатомей.
  13. Отложению фосфатов способствует апвеллинг глубинных океанских вод.

Вопросы для самопроверки

  1. Что такое «терригенные кластические зерна»? Как они образуются?
  2. Какие свойства воды влияют на процессы выветривания?
  3. Что такое «водородный потенциал (pH)»?
  4. От чего зависит окислительно-восстановительный потенциал (Eh)?
  5. Как образуются карбонатные осадки?
  6. Главные минералы карбонатных пород.
  7. Главные составные части карбонатных осадков.
  8. Как образуется биогенный кремнезем?
  9. Как образуются фосфатные осадки?