Билет 8

I. Принципы стадиального анализа постседиментационных изменений осадков и осадочных горных пород.

Постседиментационные преобразования вещественного состава, структур и текстур осадков, именуемые иногда в литературе «вторичными изменениями осадочных пород». Кроме того, развитие седиментологического направления исследований нуждалось в выработке критериев, необходимых для диагностики минеральных и структурно-текстурных новообразований различных стадий литогенеза, которые в той или иной мере камуфлируют генетические (первичные) признаки осадка, но зачастую принимаются за таковые наблюдающими породы геологами. И решению этих вопросов помогают микроскопические и другие виды лабораторных исследований.

Задачи лабораторного исследования вещества осадочных отложений уже давно не ограничиваются минералого-кристаллохимической диагностикой породных компонентов и констатацией характера микротекстур, текстур и физико-механических свойств породы.

Главные аспекты такого вида исследований:

1) оценка взаимоотношений между разновозрастными параге-нетическими ассоциациями минеральных, органических компонентов и структур;

2) установление этапов их сменяемости (коррелируемых с событиями в геологической истории места пребывания данной породы);

3) выявление и осмысление минеральных и структур но-текстурных признаков конкретных процессов формирования, изменения либо разрушения породных компонентов: механогенного, биохемогенного способов накопления веществ осадка, трансформаций кристаллических решеток породообразующих минералов, признаков их перекристаллизации либо корродирования, регенерации, кристаллобластеза, метасоматических замещений и других новообразований.

Стадиальному анализу литогенеза (СА) в свое время Н. М. Страхов придавал очень большое значение. В перечне задач литологических исследований в 1957 г. он писал: «Вторая задача — стадиальный анализ пород; он состоит в распознании в породе признаков, возникших в эпигенезе (или раннем метаморфизме), диагенезе и седиментогенезе. ... Цель стадиального анализа — восстановление (путем снятия вторичных наслоений) первичных признаков осадка, из которого развивалась порода». Начиная с середины XX в., СА получил широкое признание у отечественных литологов.

Содержание СА к настоящему времени существенно эволюционировало. Изначально оно сводилось главным образом к оптическим наблюдениям прозрачных шлифов пород, иногда дополняемым данными растровой электронной микроскопии. Главная цель таких наблюдений состояла в доказательстве этапности зарождения, развития или исчезновения в породе конкретных минеральных и текстурно-структурных парагенетических ассоциаций, а также корреляции этих ассоциаций (в ретроспективной последовательности) с историко-геологическими событиями за весь период эволюции исследуемого участка земной коры. Такой способ исследования историчен по своей сути. Его большие информативные возможности объяснимы взаимной неуравновешенностью полигенетичных и нсодновозрастных минеральных фаз большинства осадочных образований, потому что на до-метаморфических стадиях литогенеза эндогенный термобарический (Р- Т) режим бывал недостаточно напряженным для обеспечения фазовых равновесий компонентов системы. Благодаря этому в обособленном образце породы, как правило, сосуществуют седиментогенные компоненты с неодинаковыми степенями измененного! (от почти не затронутых преобразованиями до сохранившихся в едва заметных реликтах) и постседимента-иионные минералы нескольких генераций (в том числе и такие, которые могли формироваться при существенно разных рН9 Eh и Р-Г режимах).

II. Фосфориты.

Фосфоритами (Ф) называют породы, больше чем на 50% сложенные фосфатными минералами. При определении фосфоритов как руды на фосфор (для удобрений) кондиции значительно ниже, в некоторых случаях (когда породы легко обогатимые, например рыхлые) до 5% Р205, например в оболовых песках нижнего ордовика в Прибалтике. Кларк Р205 в глинах 0,17%, известняках - 0,04%.

Фосфориты слагаются не алюмофосфатами и не железофосфатами, а кальциевыми фосфатами, относящимися к группе апатита, точнее фторапатита. Это биогенные и хемогенные минералы, в которых фосфор входит в состав организмов, особенно в состав их скелета. Обладая «средней» растворимостью, соединения фосфора, главным образом в виде фосфорного ангидрида (ортофосфорная кислота), могут насыщать некоторые участки гидросферы и выпадать химическим способом.

Структурная классификация

А. ПЕЛИТОМОРФНЫЕ.

I. Биоморфные: радиоляриевые, фораминиферовые, водорослевые.

II. Абиоморфные:

1. Бесструктурные аморфные («сплошные»).

2. Микрозернистые: 1) микросфероагрегатные: а) микропеллетовые, б) микрооолитовые, в) микросферолитовые и др.; 2) микрообломочные — алевритовые (т. е. микрокластовые).

Б. ФАНЕРОМЕРНЫЕ, т. е. ЯСНОЗЕРНИСТЫЕ.

I. Биоморфные:

1. Ракушняковые: 1) брахиоподово-створковые (оболовые и др.);

2) аммонитовые;

3) пелециподовые;

4) смешанные моллюсковые.

2. Губковые.

3. Строматолитовые.

4. Костяные брекчии.

II. Абиоморфные:

1. Сфероагрегатные: 1) оолитовые,

2) пеллетовые (копролитовые),

3) сферолитовые (и оолитово-сферолитовые),

4) конкреционные,

5) желваковые.

2. Обломочные: 1) грубообломочные (псефитовые): а) брекчиевые, б) конглобрекчиевые; в) конгломера-товые;

2) крупнообломочные: а) дресвяные, б) гравийно-дресвяные, в) гравийные;

3) среднеобломочные (псаммитовые) — песчаные разной крупности;

4) смешанные, несортированные.

Источники фосфора множественны: выветривание на суше, вулканизм, но главные — это запасы в гидросфере и биосфере. Особенно велики запасы в биосфере, но они обычно ускользают из анализов морской воды, так как сосредоточены в живом веществе — телах организмов; фосфор — биогенный элемент. Запасы фосфора в океане 137-109 т, что в тысячи раз превосходит ежегодное поступление из всех источников, но, вероятно, во много раз уступает запасам, сосредоточен ным в телах организмов, т. е. в биосфере. Находясь в биологическом круговороте — в питательных, или трофических, связях, этот фосфор лишь частично поступает в собственно гидросферу — при гидролизе органического и скелетного вещества.

Способы образования многочисленны. При изучении образцов и шлифов желваковых и зернистых фосфоритов легко устанавливается механический способ их накопления, что выражается в обломочной структуре, окатывании, а в некоторых случаях — в сверлениях желваков с разных сторон, указывающих на эпизодическое перекатывание и пребывание в изолированном виде. 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 этими крупными фрагментами. Большая часть зернистых фосфоритов заключает обломки сцементированных оолитовых или других фосфоритов, что указывает и на процесс кластирования, т. е. взламывания, механического или физического разрушения, сформировавшихся пластов фосфоритов. Нередко устанавливается многократность взламывания, осаждения, цементации и нового взламывания пластов фосфоритов. Этот процесс механической конденсации, формирующий фосфоритовый пласт как перлювий, выступает как основной рудообразующий.

Хотя фосфориты — преимущественно морские образования , они формируются и на суше: гуано, коры выветривания известняков аридных зон, иногда костяные брекчии. В морях они отчетливо тяготеют к шельфу или поднятиям, отмелям, а в общем, к тем участкам, на которых иссякает поток терригенного материала, а морской планктоногенный принос замедляется настолько, что осаждающиеся тела и раковины организмов успевают в условиях открытой или закрытой по отношению к морской воде системы преобразоваться так, что входящие в их состав фосфаты не рассеиваются, а концентрируются в виде микроконкреций. Они часто перемываются даже не сильными течениями и волнением. Фактически везде фосфориты образуются в условиях перерыва и документируют его. Почти без исключения фосфориты — это перерывные образования.

Наиболее выгодные для фосфоритообразования условия, следовательно, требуют пассивного тектонического режима и аридного климата, зоны фосфоритообразования при которых избавляются от разбавляющего и подавляющего силикатного, карбонатного или кремневого материала. Поэтому понятие «богатые геосинклинальные фосфориты» — нонсенс, хотя и в геосинклиналях могут быть пассивные зоны, благоприятные для образования фосфоритов, но обычно незначительные по масштабам.

III. Оптические константы и признаки различия фосфатных и кремневых пород.

Различие: смесь молибденовокислого аммония с концентрированной азотной кислотой мгновенно окрашивает участок породы в ярко-канареечный цвет, если в ней присутствует хоть 5% P2O5.

Истинные фосфориты белые.

У криптозернистых агрегатов цвета интерференции темно-серые (ng-np=0,003), они прозрачны, отсутствует шагреневая поверхность, прям как у халцедона; у кристалличных - резкий рисунок шагреневой поверхности, изотропен, гомологичен опалу. Коллофан и все апатиты (ng=1,633-1,667; np=1,630-1,664) отличаются высоким преломлением, в то время как опал характеризуется отрицательными его значениями, а халцедон - очень низкими положительными.