2.2.2. Процессы осадконакопления

Осадочные горные породы можно разделить на 3 группы: 1. обломочные 2. химические 3. органогенные.

Обломочные породы возникают из механических обломков пород: - несцементированных (глины, пески, гальки, щебни); - сцементированных (аргиллиты, алевролиты, песчаники, брекчии, конгломераты).

Новые минералы в результате этого процесса не образуются.

Обломочные породы являются наиболее распространенными среди осадочных пород. Классификация обломочных пород основана на величине обломков. Выделяют следующие виды обломочных пород: 1. крупнообломочные породы или псефиты - размер обломков более 1 мм. Это валуны, галька, гравий и другие. 2. среднеобломочные породы или псаммиты - размер зерен от 0,1 до 1,0 мм. Это пески и песчаники. 3. мелкообломочные породы или алевриты и алевролиты - размер зерен от 0,01 до 0,1 мм. Это лесс, лессовидные суглинки. 4. тонкодисперсные глинистые породы или пелиты - размер зерен менее 0,01 мм. Это различные глины.

Рис. 16.   Схема зоны окисления рудных месторождений.

Своеобразные коры выветривания возникают на рудных сульфидных месторождениях - зоны окисления рудных месторождений (рис. 16).

Сульфиды легко разрушаются и переходят в многочисленные сульфаты, оксиды, карбонаты, фосфаты и другие соединения. Общая схема процесса следующая: FeS₂ => FeSO₄ => Fe₂[SO₄]₃ => Fe(OH)₃ => Fe₂O₃*nH₂O.

Самая верхняя выщелоченная зона носит название "железной шляпы"   благодаря тому, что бурые оксиды и гидроксиды железа концентрируются в этой зоне (на рис.16 - зона 1). Возникающие сульфаты легко растворимы, и, просачиваясь в нижнюю часть зоны окисления, участвуют в образовании новых минералов: 2CuSO₄ + 2CaCO₃ + 5H₂O => Cu₂[CO₃](OH)₂ + 2Ca[SO₄]*2H₂O + CO₂  (халькопирит =>малахит + гипс).

Ниже уровня грунтовых вод находится зона цементации или зона вторичного сульфидного обогащения (на рис.16 - зона 3). Сульфаты реагируют здесь с первичными рудами, в результата чего образуются вторичные сульфиды: FeS₂ + CuSO₄ + H₂O => Cu₂S + CuS + FeSO₄ + H₂SO₄  (пирит => халькозин + ковеллин).

а) Образование кристаллических осадков наблюдается во многих усыхающих озерах, в которых в условиях сухого теплого климата поверхностное испарение превалирует над притоком пресной воды. Кристаллизация солей наступает при некотором пересыщении водных растворов. Последовательность выделения минералов при пpoгрессирующем испарении растворителя (Н2О) определяется двумя главными факторами равновесия системы: составом растворов, вернее соотношением концентраций компонентов, входящих в систему, и температурой растворов, при которой происходит кристаллизация. Условия равновесия сернокислых и хлористых солей Са, Mg, К и Na, встречающихся в морской воде, детально изучены при различных концентрациях и температурах Вант-Гоффом, Н. С. Курнаковым и многими другими.

в) К органогенным или биогенным осадкам, образующимся в результате сложных процессов жизнедеятельности организмов, относятся известняки, состоящие из скелетных образований морских животных; диатомиты, сложенные преимущественно каустобиолиты («каустос» по-гречески—горючий), возникшие главным образом за счет растительных и отчасти животных организмов (например, ископаемые угли, горючие сланцы, нефти, горючие газы, твердые битумы и пр.). Органогенные осадки могут возникать путем накопления скелетов отмирающих животных (ракушники) или тканей высших или низших растений (торф, сапропель). Они могут также являться результатом самой жизнедеятельности организмов, например анаэробных бактерий, разлагающих органические остатки или сульфаты, в процессе чего, в конце концов, образуются скопления серы (рис. 57). Наконец, за счет продуктов деятельности бактерий могут возникать желвакоподобные образования, как это в лабораторных условиях было доказано для ферробактерий. При последующем перерождении одни из этих осадков превращаются в неорганические продукты (например, известняки, фосфориты), другие же остаются органическими соединениями (каменные угли, нефти и др.). Кремнистыми скелетами диатомей;

ФАКТОРЫ МЕТАМОРФИЗМА

Успехи, достигнутые за последние 10—15 лет в области получения в лабораторных условиях высоких температур и давлений,.! соответствующих глубинным зонам земной коры, позволили по-1 дойти к достаточно надежной количественной оценке факторов метаморфизма и моделированию термодинамических условий соответствующих естественным процессам.

ТЕМПЕРАТУРА

Как уже было сказано ранее, предполагают, что главными: источниками тепла в земной коре являются энергия радиоактивного распада, тепло, привносимое глубинными растворами, по-: ступающими из недр Земли, тепло магматических интрузий итектонических процессов, экзотермический эффект некоторых химических реакций, сопровождающих метаморфизм пород, и ряд других. В целом тепло, образующееся в результате всех этих разнообразных процессов, представляет собой энергию земного шара, которая проявляется в виде геотермического градиента, характеризующего изменение температуры в градусах с увеличением глубины в километрах. В различных геоструктурных зонах значения градиента различны. В областях древних щитов и платформ величины градиента соответствуют 10—30 град/км; в молодых геосинклинальных зонах, где происходят активные тектонические и магматические процессы, значения градиента достигают 50—80 и даже 100 град/км (Винклер, 1969).

Изменение геотермического градиента, установленное по наблюдениям в буровых скважинах для ряда районов Советского Союза, иллюстрируется данными табл. 23.

Из приведенных в табл. 23 данных видим, что на глубине 10 км в зоне молодой складчатости Кавказа температура может достигать 830° С, тогда как на территории древнего Украинского щита ее значения на той же глубине не превысят 100° С.

Температурный интервал, в пределах которого происходят типичные метаморфические преобразования, заключен примерно между 300—400° С и 900—1000° С (Соболев, 1970). Ниже 300°. Вследствие резкого падения скорости метаморфических превращений последние практически не происходят или протекают крайне медленно; верхний предел ограничен температурой начала плавления наиболее распространенных горных пород и соответствует условиям магмообразования.

Температура — важнейший на процессы минералообразования, резко увеличивающий скорости химических реакций, степень перекристаллизации по-

роды и в значительной мере контролирующий возникновение тех или иных парагенетических минеральных ассоциаций. В условиях растущей температуры

происходят важные для минералообразования эндотермические реакции, сопровождающиеся процессами дегидратации гидроксилсодержащих минералов и декарбонатизации карбонатов. В качестве примера дегидратации приведем реакцию превращения каолина в андалузит. Примером декарбонатизации может служить переход кальцита в волластонит. Повышение температуры ведет к образованию более высокотемпературных минеральных видов, лишенных воды, и сопровождается изменением структуры породы в направлении появления более крупнозернистых разностей.

ДАВЛЕНИЕ

Различают всестороннее давление (гидростатическое) и направленное давление (стресс).

Гидростатическое давление определяется действием нагрузки вышележащих толщ. Величина его возрастает в зависимости от удельного веса пород в среднем на 270 атм на каждый километр погружения, что позволяет предполагать на глубине 10 км давление, равное 2700 атм, на глубине 20 км — 5400 атм и т. д. Таким образом, на глубинах порядка 50 км, примерно определяющих в орогенных зонах нижнюю границу земной коры, гидростатическое давление должно быть равно около 13000 атм. Однако изучение минеральных парагенезисов, полученных экспериментальным путем, и сопоставление их с естественными ассоциация-ми позволили установить, что давление при метаморфизме может достигать 25000 атм. Отсюда был сделан вывод, что в условиях земной коры величина давления не ограничивается весом вышележащих толщ. В. С. Соболев (1970) придает большое значение наличию «тектонических перегрузок». Г. Винклер (1969) подчеркивает, что общая величина давления на глубине должна зависеть также и от величин парциальных давлений паров воды и углекислоты Рсо₂> выделяющихся при дегидратации и декарбонатизации минералов. Как видим, количественный учет давления при? метаморфизме — вопрос достаточно сложный.

При постоянной температуре увеличение гидростатического? давления в соответствии с принципом Ле-Шателье способствует; образованию минералов с более плотной структурой элементар-1 ной ячейки, что приводит к уменьшению общего молекулярного объема системы и увеличению ее удельного веса. Так, форстерит (мол. объем 43,9)+анортит (мол. объем 101,1) =гроссуляр (мол. объем 121). Увеличение давления повышает температуру плавления минералов, что очень важно при метаморфических превращениях. В условиях высокого гидростатического давления формируются породы с однородной массивной текстурой.

Направленное давление (стресс) вызывается тектоническими причинами. Его величина зависит от интенсивности тектонических процессов, трудно поддается учету и в каждом конкретном ; случае оценивается по степени преобразования породы. Действие направленного давления с глубиной ослабевает и на глубинах, . превышающих 10 км (Тернер, Ферхуген, 1961), оно не проявляется. Объясняется это тем, что при условии высокого направленного давления происходит усадка породы, уменьшение обще- " го объема пор и, как следствие, пресыщение породы растворами, что приводит в конечном счете к преобразованию направленного давления в гидростатическое с присущими последнему свойствами.

Вопрос о влиянии направленного давления на процессы минералообразования остается дискуссионным. Однако каталитическая роль его несомненна. Стресс увеличивает растворимость минералов, вызывает дробление породы, что облегчает циркуляцию метаморфизующих растворов и, следовательно, способствует процессу перекристаллизации минералов. Велика роль направленного давления при формировании структурно-текстурных особенностей породы. В условиях стресса при наличии температурного фактора образуются специфические текстуры с характерной закономерной ориентировки минералов, как предполагают, является увеличение оси минералов (амфиболов, силлиманита, дистена и др.) или плоскости спайности (слюд, хлоритов и др.) располагаются перпендикулярно к направлению давления. Главной причиной переориентировки минералов, как предполагают, является увеличение их растворимости в направлении давления и соответственно переотложение вещества в перпендикулярном направлении. Возникающая таким образом специфическая сланцеватая текстура весьма существенный признак для обширной группы метаморфических пород, получивших название «сланцы».

Минералы, возникающие в результате экзогенных и эндогенных процессов минералообразования, могут подвергаться существенным изменениям, если они попадают в область высоких температур и давлений, например, при прогибании земной коры. Совокупность процессов, приводящих к изменению горных пород, называется метаморфизмом. Главными факторами метаморфизма являются температура и давление. Метаморфические процессы выражаются, в основном, в обезвоживании и перекристаллизации пород. Выделяются различные виды метаморфизма, из которых в настоящей работе мы рассмотрим два: контактовый и региональный. Контактово-метасоматические процессы уже были рассмотрены в разделе "эндогенные процессы минералообразования". Парагенезис минералов

(от пара... и генезис), закономерное совместное нахождение в земной коре минералов, связанных общими условиями образования. Термин "П. м." предложен в 1849 И. Брейтгауптом, хотя ещё в 1798 понятие о П. м. под названием "смежности" минералов было введено В. М. Севергиным. Наиболее полное развитие понятие "П. м." получило в 1920 х гг. в работах В. И. Вернадского.

Минералы, формирующие парагенетические ассоциации, возникают в результате развития какого-либо природного процесса минералообразования, который может происходить в различные по длительности отрезки времени и в различных физико-химических и термодинамических условиях. Во многих случаях в одной и той же парагенетической ассоциации минералов наблюдаются выделения отдельных порций какого-либо минерала, образование которых происходит раздельно во времени; такие разновозрастные выделения минералов называются их генерациями.

Важнейшими факторами, определяющими П. м., являются: химизм среды, история её геологического развития, физико-химические и термодинамические условия минералообразования. Минералы, возникающие в сходных условиях, образуют парагенетические ряды, которые, в общем, закономерно повторяются в различных месторождениях. Примерами подобных рядов минералов могут служить минеральные ассоциации магматических горных пород, пегматитов, кимберлитов, гидротермальных рудных жил, зоны окисления месторождений руд цветных металлов и т.д.

CИЛИКАТЫ И АЛЮМОСИЛИКАТы

3.1  Островные силикаты Островные силикаты, имеющие структуру, близкую к плотнейшей упаковке, отличаются наибольшей плотностью и высокой твердостью характернейшей чертой островных кристаллических структур силикатов является наличие в них в качестве структурно обособленных единиц тетраэдрических анионов [SiO₄]^4-. Они располагаются изолированно, то есть ни один из кислородных ионов, окружающих ион Si не является общим для других, смежных с ним тетраэдров. Среди катионов островных силикатов преобладают Mg²⁺, Fe²⁺, Ca²⁺ а также Al³⁺, Fe³⁺, иногда Ве²⁺, Ti⁴⁺, Zr⁴⁺ Физические свойства островных силикатов довольно характерны и обусловлены особенностями кристаллических решеток этих минералов. Форма кристаллов, как правило, изометричная. Минералы обладают высокой твердостью и относительно повышенным удельным весом, вследствие плотной упаковки ионов. Это бесцветные или слабо окрашенные минералы. Интенсивная окраска бывает только у минералов, содержащих ионы-хромофоры

    ОЛИВИН - (Mg,Fe)₂[SiO₄], ГРАНАТЫ - R²⁺₃R³⁺₂[SiO₄]₃, ТИТАНИТ(сфен) - CaTi[SiO₄]O, КИАНИТ(дистен)- Al₂[SiO₄]O,     ЭПИДОТ - Са₂FeAl₂[SiO₄][Si₂O₇]O(OH), БЕРИЛЛ - Be₃Al₂[Si₆O₁₈], ТУРМАЛИН - Na(Mg,Fe)₃(Al,Fe)₆[Si₆O₁₈][BO₃]₃(OH,F)₄

3.2. Цепочечные силикаты (пироксены) Название происходит от греческих слов -"пир" - огонь и "ксанос" - чужой. Оно было дано этой группе минералов в связи с тем, что первоначально считали их несвойственными магматическим породам. К цепочечным силикатам относятся минералы, в структуре которых имеются цепочки [SiO₄]^4- тетраэдров Обычно это столбчатые, сильно вытянутые до игольчатых кристаллы. Характерны шестоватые и спутанно-волокнистые агрегаты. Так как связь внутри Si₂O₆ - цепочек сильнее, чем между ними, пироксены обладают призматической спайностью, причем угол между двумя направлениями спайности почти прямой. Характерный для пироксенов псевдотетрагональный облик кристаллов, Обычно это высокотемпературные минералы магматических ассоциаций ультраосновного и основного состава, а также пород глубокой степени метаморфизма (железистые кварциты); некоторые из них встречаются в значительных количествах в пегматитах

    ЭНСТАТИТ - БРОНЗИТ - ГИПЕРСТЕН, ДИОПСИД - CaMg[Si₂O₆], ГЕДЕНБЕРГИТ - CaFe[Si₂O₆], ЭГИРИН - NaFe[Si₂O₆],     АВГИТ -(Ca,Na)(Mg,Fe,Al)[(Al,Si)₂O₆]

3.3. Ленточные силикаты (амфиболы) Название от греческого "амфиболос" - двусмысленный, неясный - из-за сложного переменного состава. В полном соответствии со своими структурными особенностями амфиболы имеют вытянутый, вплоть до игольчатого, реже короткостолбчатый облик кристаллов, совершенную призматическую спайность под углом 120⁰ (рис. 18), псевдогексагональную форму поперечного сечения кристаллов. Для многих амфиболов характерны асбестовидные агрегаты. Могут образовывать также плотные массы (нефрит). Происхождение. Являются более поздними, чем пироксены, продуктами магматической кристаллизации и более ранними минералами метаморфизма. Роговая обманка, тремолит, актинолит - типичные минералы скарнов. Поздними гидротермальными процессами амфиболы изменяются в биотит, хлорит и серпентин. В поверхностных условиях переходят в монтмориллонит, нонтронит, галлуазит, карбонаты, лимонит, опал (SiO₂*nH₂O). Значение. Используются амфибол-асбесты в химической, бумажной и пищевой промышленности в качестве жаростойких кислото - и щелочеупорных материалов. Нефрит - издавна применяется в ювелирном деле.

    ТРЕМОЛИТ - Ca₂Mg₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂, АКТИНОЛИТ - Ca₂Fe₅[Si₄O₁₁]₂(OH)₂, РОГОВАЯ ОБМАНКА - (Ca,Na)(Mg,Fe)₄ (Fe,Al)[(Si,Al)₄O₁₁]₂ (OH)₂ Контрольные вопросы

3.4. Слоистые силикаты и алюмосиликаты В структуре слоистых силикатов тетраэдрические слои кремнекислородных тетраэдров образуют совместно с октаэдрическими бруситовыми или гиббситовыми слоями двухслойные (каолинит, серпентин), трехслойные (тальк) или четырехслойные (хлориты) нейтральные пакеты. Пакеты в двухслойных силикатах сложены одним тетраэдрическим и одним октаэдрическим слоями (рис. 19); причем в двухслойных пакетах Si⁴⁺ никогда не замещается на Al³⁺. В трехслойных пакетах - два тетраэдрических и один октаэдрический слой, расположенный между ними

Близость структур отдельных слоистых силикатов друг с другом и со структурами слоистых алюмосиликатов приводит к появлению различных смешанно-слоистых силикатов. Из-за слоистой структуры для этих минералов характерны таблитчатые кристаллы, чешуйчатые агрегаты, иногда скрытокристаллические. Для них характерны совершенная и весьма совершенная спайность по слоистости, низкая твердость. Из-за слабой связи между слоями и большого расстояния между ними многие слоистые силикаты обладают ионно-обменными свойствами, способны поглощать воду и другие вещества с полярными молекулами.

С двухслойными пакетами	С трехслойными пакетами	С четырехслойными пакетами
Серпентин Каолинит) Галлуазит	Тальк    Группа слюд Мусковит Флогопит Биотит    Группа  гидрослюд Вермикулит Глауконит Иллит Бейделлит Монтмориллонит Нонтронит	Хлориты

 

    СЕРПЕНТИН - Mg₃[Si₂O₅](OH)₄, КАОЛИНИТ - Al ₂[Si₂O₅](OH)₄, ГАЛЛУАЗИТ - Al₂[Si₂O₅](OH) ₄*2H₂O, ТАЛЬК - Mg₃[Si₄O₁₀](OH)₂

         Слюды В основе структуры слюд находятся трехслойные пакеты

Это листоватые, чешуйчатые агрегаты. Цвет слюд различный: от бесцветного, зеленоватого, бурого до черного. Спайность слюд весьма совершенная. Листочки гибкие, упругие. Твердость 2.5. Слюды широко распространены в природе. Они составляют З,7% всех минералов земной коры и встречаются в магматических породах, пегматитах, скарнах и метаморфических породах.

    МУСКОВИТ - KAl₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂, ФЛОГОПИТ -КMg₃[AlSi₃O₁₀](OH,F)₂, БИОТИТ - K(Mg,Fе)₃[AlSi₃O₁₀](OH,F,Cl)₂

         Гидрослюды (иллиты) К группе гидрослюд относят гидратированные слоистые алюмосиликаты с морфологически чешуйчатым строением. Эти минералы в большинстве случаев возникают в коре выветривания, а также на заключительных стадиях гидротермального процесса минералообразования. Гидрослюды образуются чаще всего при гидратации слюд, оказываясь промежуточными образованиями между слюдами и глинистыми минералами, некоторые из них являются главными породообразующим минералами многих глин и других осадочных пород

    ГИДРОМУСКОВИТ (K,H₃O)Al₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂*nH₂O, ГЛАУКОНИТ K(Mg,Fe,Al)₂[AlSi₃O₁₀](OH)₂,     ВЕРМИКУЛИТ Mg_0,5(Mg,Fe)₃[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₂*4H₂O, МОНТМОРИЛЛОНИТ (Na,K,Ca)(Аl,Fe,Мg)[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₂*nH₂O     НОНТРОНИТ (Na,K,Ca)Fe₂[(Si,Al)₄O₁₀](OH)₂*nH₂O

    ХЛОРИТЫ Название от греческого "хлорос" - зеленый, за окраску минералов. В семействе хлоритов более 25 минералов и большое число разновидностей. Это слоистые алюмосиликаты

Листоватые от крупно - до мелкочешуйчатых и скрытокристаллических агрегатов, радиально-лучистые сростки и землистые массы. Цвет хлоритов изменяется от светло-желтого до темно-зеленого почти черного (тюрингит). Блеск стеклянный до перламутрового на плоскостях спайности. Спайность весьма совершенная. Листочки гибки, но не упруги. Излом ступенчатый, в агрегатах до раковистого. Твердость 2-З. Черта белая до слегка зеленоватой даже у минералов темно-зеленого цвета. Происхождение. Хлориты характерны для метаморфических пород, где образуют хлоритовые, так называемые зеленые сланцы.