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)

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).

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).

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 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 умеренно-восстановительные условия, которые возникают на окислительно-восстановительном барьере. Глауконит легко переотлагается, образуя горизонты глауконитовых песков в основаниях трансгрессивных серий.

Рис. 9. Глауконитовый песчаник. Крым, палеоген

Фосфориты (осадочные фосфатные минералы) формируются в морских условиях в зонах подъема холодных вод (зоны апвеллинга) (рис. 10-12)). 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.

Рис. 11. Обнажение фосфоритовых отложений венда Приднестровья.

Рис. 12. Фосфоритовые конкреции. Приднестровье

Присутствие вивианита (рис. 13) и каолинита (рис. 14) – признак накопления осадков в пресноводных или слабо солоноватоводных бассейнах. Каолинит быстро осаждается в пресных и слабосоленых водах. Он также свидетельствует об образовании во влажном тропическом климате при интенсивном выщелачивании.

Рис. 13. Вивианит (керченит) в лимоните. Керченское железорудное месторождение

Рис. 14. Каолинит

Монтмориллонит (рис. 15), гидрослюды (иллит) – глины аридного климата, образовывались, как правило, в тепловодных бассейнах. Осаждение монтмориллонита происходит в зонах преобладания морских вод, он осаждается медленнее каолинита и относится дальше в море.

Рис. 15. Монтмориллонитовая глина

Карбонатные минералы кальцит (рис. 16, 17) и доломит образуются как в морских, так и в пресноводных бассейнах, но при сравнительно высоких среднегодовых температурах (не менее 14ºС).

Рис. 16. Кальцит

Рис. 17. Известняк

Присутствие минералов-эвапоритов – гипса, ангидрита, галоидных солей – указывает на высокие стадии засоления бассейнов в условиях аридного климата (рис. 18).

Гипс	Каменная соль

Рис. 18. Минералы–эвапориты

Присутствие мелких кристалликов пирита, расположенных в плоскости наслоения в тонкослоистых породах говорит о восстановительной среде в придонном слое бассейна.

Индикаторами среды осадконакопления могут быть не только минералы, но и горные породы.

Автохтонные угли (рис. 19) свидетельствуют о влажном климате и достаточно высокой температуре в области осадконакопления.

Рис. 19. Каменный уголь

Кварцевые пески (песчаники), о которых уже говорилось, могут формироваться как на суше, так и в море при полном или почти полном химическом разложении менее устойчивых первичных силикатов (например, полевых шпатов). Такие породы называют зрелыми. Образуются кварцевые пески в условиях теплого влажного климата при дальнем переносе осадочного материала или его многократном переотложении.

Рис. 20. Кварцевы песчаник в Саблинских пещерах. Пос. Саблино, Ленинградская область

Грубообломочные породы (конгломераты и брекчии (рис.21, 22). Брекчии состоят из неокатанных сцементированных обломков, которые накапливаются вблизи источников сноса. На суше цементом или материалом, заполняющим пустоты между обломками, чаще всего служит песчано-глинистая несортированная смесь. В морских условиях цементом могут быть карбонаты и кремензем. Их накопление свидетельствует о близости области сноса и высокой скорости осадконакопления. Брекчии образуются в результате обвалов, оползней, деятельности ледников и других процессов.

Конгломераты состоят из окатанных обломков галечной размерности. Цементом служит песчано-глинистый, известково-глинистый, карбонатный, кремнистый и другой материал. Различают конгломераты прибрежно-морские, речные, временных потоков и эоловые.

а	б

Рис. 21. Грубообломочные породы: брекчия (а) и конгломерат (б)

Чрезвычайно информативны при восстановлении условий осадконакопления карбонатные породы. К ним относятся прежде всего известняки и доломиты. Карбонатные породы имеют различное происхождение, но практически все они образуются в условиях тропического или субтропического климата (рис. 22).

Рис. 22. Карбонатные осадки на дне современного моря

Известняки могут быть органогенными, органогенно-обломочными, обломочными и хемогенными (в зависимости от того, какие компоненты преобладают в их составе). Состав их различен (рис. 23).

Рис. 23. Различные по составу известняки

Известняки, состоящие из планктонных организмов с карбонатной раковиной формируются в тепловодных морских бассейнах, глубина которых не превышает 4,5 тыс. м (уровень карбонатной компенсации) (рис. 24-26).

Рис. 24. Писчий мел

Рис. 25. Планктоногенный фораминиферовый известняк

Рис. 26. Панцирь золотистых водорслей-коккоитофорид – основного компонента писчего мела

Ракушняки (рис. 27) характерны для шельфа (при этом в распределении биоценозов наблюдается широтная зональность).

Рис. 27. Ракушняк

Рифовые (автохтонные) известняки (рис. 28) всегда образуются в мелководных зонах тропических и субтропических морей с нормальной соленостью в результате жизнедеятельности каркасообразующих организмов (кораллов, водорослей, губок и пр.) (рис. 29).

Рис. 28. Кайнозойский рифовый известняк

Рис. 29. Образование каркасных известняков на рифе

Органогенно-обломочные известняки полифациальны и встречаются в разных зонах – от континентальных до глубоководных морских. Наиболее широко распространены они среди отложений гравитационных потоков, зон подводных волнений и течений, штормовых образований. Восстановить условия их формирования можно лишь с привлечением биофациального анализа.

Рис. 30. Органогенно-обломочный мшанково-криноидно-брахиоподовый известняк

Оолитовые известняки (рис. 31) имеют хемогенное морское происхождение (индикаторы мелководных условий с повышенной концентрацией кальция в воде и активной волновой деятельностью) (рис. 32).

Рис. 31. Оолитовый известняк

Рис. 32. Схема образования оолитов

Известняки могут образовываться и в пресноводных озерах в результате осаждения карбонатного биогенного ила – продукта жизнедеятельности водорослей.

В настоящее время доказано, что большая часть современных морских известняков имеет биогенную природу, а большинство прибрежных и континентальных (оолиты, почвенные корки, эвапоритовые карбонаты соленых озер, отложения горячих минеральных источников, отложения пещер) – неорганическое происхождение.

Доломит – типичный хемогенный осадок надлиторальных и литоральных зон жарких районов, в более глубоководных осадках встречается в виде рассеянных зерен. Осаждается он и в соленых озерах аридных областей (рис. 33).

Рис. 33. Доломит

Кремневые породы (силициты) имеют органическое и неорганическое происхождение. Индикаторами обстановок осадконакопления могут быть органогенные, образованные скелетными остатками радиолярий (радиоляриты) (рис. 34), спикул губок (спонголиты и спикулиты), одноклеточных кремнистых водорослей (чаще всего – диатомиты) (рис. 35). Они формируются как в теплых, так и в холодных водах. Радиоляриты и спонголиты имеют морское происхождение, диатомиты могут быть морскими и озерными (преимущественно озерные). Биогенные кремневые породы тяготеют к холодноводным бассейнам, где планктонным организмам с кремневой раковиной не составляет конкуренцию планктон с карбонатным скелетом. Кроме того, в тепловодных бассейнах кремневые скелеты быстрее растворяются после гибели организмов.

Рис. 34. Радиолярит (слева) и слагающие его остатки радиолярий (справа)

Рис. 35. Диатомит (слева) и слагающие его остатки диатомовых водорослей (справа)

Для восстановления таких условий древних бассейнов, как соленость, температура и окислительно-восстановительный потенциал, широко используют геохимические показатели. Поскольку геохимические методы не являются полевыми, мы упомянем об этом лишь очень кратко.

Морские и пресноводные отложения можно отличить по содержанию бора (в морских его содержание выше), галлия (больше в пресноводных), по паре элементов стронций/барий (если соотношение < 1 – пресноводный бассейн, если >1 – морской, т. е. при увеличении этого соотношения определяют переход континентальных условий в морские).

Барий, соединяясь с сульфат-ионом морских вод, быстро осаждается, поэтому в прибрежной зоне его больше. Стронций же осаждается биогенно вместе с кальцием и хемогенно – в условиях повышенной солености. То есть бария больше в пресноводных осадках, стронция – в морских.

Многие методы палеотермометрии и палеогалометрии основаны на устойчивой корреляции между содержанием химических элементов в воде и в карбонатных скелетах беспозвоночных.

Так, палеотемпературы восстанавливают по соотношению магния и кальция, стронция и кальция, а также по изотопным соотношениям кислорода 18 и 16 в раковинах беспозвоночных

Есть также показатели и окислительно-восстановительного потенциала. В восстановительных условиях, где сохраняется больше органического вещества, выше содержание меди, никеля, ванадия и молибдена.

Цвет породы. Одним из признаков породы, который свидетельствует о ее составе, а также помогает восстановить условия осадконакопления, является ее цвет.

В генетическом отношении все окраски подразделяются на первичные и вторичные. Показателями палеогеографической обстановки осадконакопления являются только первичные окраски. Первичные, в свою очередь, могут быть унаследованными или сингенетическими. Унаследованные окраски определяются цветом обломочного материала. Сингенетическая окраска обусловлена цветом цемента либо окраской аутигенных минералов, возникающих при осадконакоплении и диагенезе пород.

Белый цвет является первичной окраской карбонатных пород, каолина, опала, кремния и кварца. Первичная красноцветность свойственна осадкам, формировавшимся в условиях переменно-влажного жаркого климата как на континенте, так и в морских обстановках. Если доказано морское происхождение осадков, то их красный цвет может быть обусловлен либо подводной вулканической деятельностью (некоторые яшмы), либо большой скоростью захоронения в морском бассейне продуктов глубокого выветривания, поступивших с прилежащей суши, либо, наконец, вертикальной циркуляцией океанических вод, вызывающих окисление глубоководных осадков, которые известны под названием красных глубоководных глин. Темно-серые и черные тона окраски горизонтально-слоистых илистых осадков характерны для гидродинамически мало активных центральных частей бассейнов (в том числе и в случае сероводородного заражения придонных слоев воды – присутствуют частицы сульфидов железа). Черный цвет может быть также связан с присутствием углистого вещества в осадках, образовавшихся как в окислительных, так и в восстановительных условиях. Для континентальных отложений, накапливающихся в условиях жаркого и сухого климата, типичны светлые, серые, желтые и коричневые тона окраски. Зеленый цвет наиболее характерен для морских отложений и связан либо с присутствием закисного железа (восстановительные условия седиментации), либо с присутствием глауконита, который образуется в мелководных морских бассейнах нормальной солености.