Историческая геология_02_Литофац_анализ_студ
.pdfЛитофациальный 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 бассейн минералы 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.
1
Рис. 1. Шкала уменьшения размеров обломков по мере удаления от области сноса
2
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; 18 – гравийный пляж; 19 – береговой риф
3
Рис. 3. Изменение состава осадков по мере удаления от области сноса.
1 – 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).
4
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)
5
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).
6
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).
7
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
8
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 умеренновосстановительные условия, которые возникают на окислительновосстановительном барьере. Глауконит легко переотлагается, образуя горизонты глауконитовых песков в основаниях трансгрессивных серий.
9
Рис. 9. Глауконитовый песчаник: наверху – общий
облик породы (Крым, палеогн), внизу - порода в шлифе под микроскопом - зерна глауконита и кварца в глинисто-карбонатном цементе (верхний мел)
Фосфориты (осадочные фосфатные минералы) формируются в морских условиях в зонах подъема холодных вод (зоны апвеллинга) (рис. 1012)). 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.
10